Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Метаморфизм в островных дугах и глубоководных желобах западной пацифики

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Метаморфизм в островных дугах и глубоководных желобах западной пацифики"

Г Б ОД

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Ь ОЬ.1 1-гЬЗ Дальневосточное отделение

Дальневосточный геологический институт

УДК 552.163 (265) На правах рукописп

ТАР АРИН Игорь Александрович

МЕТАМОРФИЗМ В ОСТРОВНЫХ ДУГАХ И ГЛУБОКОВОДНЫХ ЖЕЛОБАХ ЗАПАДНОЙ ПАЦИФИКИ

Специальность 04.00.08 - петрография, вулканология

ДИССЕРТАЦИЯ на соискание ученой степенн доктора геолого-минершюгическнх наук в форме научного доклада

Владивосток 1995

Работа выполнена в Датьневосточном геологическом институте Дальневосточного отделения Российской Академии наук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор С.С.Зимин доктор геолого-минералогических наук З.И.Петрова

доктор геолого-минералогических наук Г.П.Авдейко

Ведущая организация: Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Геологический факультет, кафедра петрографии

Защита состоится " 1995 года в ^О часов в конференц-

зале ДВГИ ДВО РАН на заседании специализированного ученого совета Д.ООЗ.54.01 Дальневосточного геологического института ДВО РАН по адресу: 690022, Владивосток-22, Проспект 100-летия Владивостока, 159, Дальневосточный геологический институт ДВО РАН.

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке Дальневосточного отделения Российской Академии наук.

Диссертация в виде научного доклада разослана 1995 г.

Ученый секретарь специализированного совета кандидат геол.-минерал. наук

Б.И.Семеняк

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. С появлением в области наук о Земле новых тектонических представлений теории литосферных плит возникла необходимость более углубленного изучения вещественного состава и специфики эволюции метаморфических комплексов различных геодинамических обстановок современной активной зоны перехода от континента к Тихому океану. Эти исследования необходимы не только с целью выяснения различии в генезисе метаморфических комплексов этих глобальных структур, но и для установления Р-Т-параметров и геохимического режима метаморфизма пород в аспекте приложения полученных результатов при изучении древних метаморфических комплексов и палеогеодинамических реконструкциях.

Особое внимание исследователей привлекают островодужные системы, являющиеся одной из главнейших современных геодинамических обстановок Земли. Магматическая и метаморфическая активность этих регионов, обусловленная субдукцией литосферных плит, является ключевым моментом в выяснении закономерностей геологической и тектонической эволюции нашей планеты, процессов формирования океанической и континентальной коры и геохимических процессов в системе кора-мантия.

В пределах островодужньгх систем широко развиты метаморфические комплексы, образовавшиеся в различной геотектонической обстановке: в зонах субдукции на внутренних склонах глубоководных желобов, в активных вулканических дугах, в аккреционных призмах и рифтовых структурах тыловодужных бассейнов. При смене геодинамической обстановки резко изменяются условия метаморфического преобразования исходного субстрата, что находит свое выражение в изменении минеральных парагенезисов и состава минералов метаморфических пород, Р-Т-параметров и геохимического режима метаморфизма. Поэтому крайне необходима разработка петрологических критериев, позволяющих идентифицировать продукты метаморфичесю« изменений различных геодинамтескнх обстановок в конкретных метаморфических комплексах в зоне перехода от континента к Тихому океану. Подобные критерии актуальны не только для палеогеодинамических реконструкций, но и при прогнозе на поиски рудных и нерудных полезных ископаемых, связанных с метаморфическими комплексами.

Цель и задачи исследований. Основная цель работы заключалась в изучении физико-химических условий минералообразования, в выявлении специфических петролого-геохимических особенностей метаморфизма различных геодинамических обстановок современных зон перехода активного типа от континента к океану и разработке критериев, позволяющих идентифицировать продукты метаморфизма океанической и островодужной геодинамических обстановок в конкретных метаморфических комплексах. В связи с этим в задачи исследований входило: 1)определение основных особенностей минеральных ассоциаций и состава минералов метаморфических пород, 2)выяснение

Р-Т-условий и эволюции метаморфизма, 3)установление главных тенденций в изменении состава исходных пород при различных типах метаморфизма, 4)реконструкцкя геодинамических условий метаморфического преобразования исходных пород.

Фактический материал и методы исследований. Основу работы составляют данные, полученные за тридцатилетний период исследований Камчатки, Сахалина, Курильских о-вов и глубоководных желобов Западной Пацифики (автор участвовал в 5 рейсах на научно-исследовательских судах ДВ отделения РАН). Ведущими методами исследований являлись: тщательное геологическое картирование наземных метаморфических комплексов и детальный петрологический анализ всех минеральных равновесий с использованием различных современных геотермометров, геобарометров и данных экспериментального моделирования метаморфических и метасоматических процессов. Составы минералов, приведенные в работе, определены на рентгеновских микроанализаторах .1ХА-5А в ДВГИ ДВО РАН и "СатеЬах" в Институте вулканологии ДВО РАН.

Научная новизна работы.

1)В островодужных системах Западной Пацифики четко проявляется многоэтапность метаморфических преобразований исходных пород, обусловленная сменой геотектонического режима шшералообразования. Показано, что в геодинамической обстановке субдукции чаще всего проявлен глаукофансланцевый метаморфизм, но Р-Т условия могут варьировать от зеленосланцевой до эклогит-глаукофансланцевой фации. Установлено, что глаукофансланцевый метаморфизм накладывается на продукты предшествующего океанического метаморфизма, интенсивность которого может изменяться от зеленосланцевой (Марианский желоб) до эпидот-амфиболитовой (тектоническая зона Муссау) и амфиболитовой (Идзу-Бонинский желоб) фаций. Предполагается, что образование низкотемпературных высокобарных парагенезисов глаукофансланцевой и эклопгг-глаукофансланцевой фаций обусловлено совместным действием пониженного теплового потока, устанавливающегося в мантийном клине с началом субдукции, возрастанием давления и усилением потока резко восстановленных флюидов.

2) В Срединнокамчатском массиве, сформированном в геодинамической обстановке активной палеоостроводужной системы, установлен полифациальный характер метаморфизма. Наиболее широко развиты метаморфические породы коллизионного этапа, возникшие при региональном зональном (от зеленосланцевой до низов гранулитовой фации) метаморфизме кианит-силлиманитового типа, связанным с термальными куполами. Эти процессы почти полностью уничтожили продукты предшествующего контактового метаморфизма доколлизионного этапа, связанного с собственно субдукционным магматизмом.

3) Показано, что минеральные парагенезисы гранулитовой фации в Камчатской палеоостроводужной системе формируются при контактовом метаморфизме, сопровождаемом магматическим замещением, в ореолах

габброидных плутонов доколлизионного этапа (Юрчикский массив Ганальского хребта, Лавкинский интрузив Срединнокамчатского массива), а не являются реликтами докембрийского фундамента. В контактовом ореоле Юрчпкского массива гранулитоподобные метаморфические породы образовались при температуре 750-850°С и давлении 3-5 кбар.

Практическая значимость работы. Выявленные закономерности связи метаморфических процессов в островодужных системах Западной Пацифики от типов геодинамических обстановок являются основой для металлогенического прогнозирования.

В Камчатском регионе результаты этих исследований нашли применение при стратиграфическом расчленении немых метаморфических толщ Центральной п Восточной Камчатки и использованы при геологическом картировании и составлении листов государственной геологической карты масштаба 1:50000 и 1:200000, а также способствовали расширению перспектив Срединнокамчатского массива на поиски медно-никелевого оруденения (с сопутствующими платиноидами) в основных и ультраосновных вулканитах и нерудного сырья - гранулированного кварца в метатерригенных породах.

Практическое значение исследований реализовано при составлении "Карты метаморфизма Азии. М-б 1:5000000" (1978) под ред. В.С.Соболева, где автор принял участие.

Основные защищаемые положения.

1. Многообразие метаморфических пород в системе активная вулканическая дуга - глубоководный желоб обусловлено совокупностью геодинамических обстановок, которые определяют последовательность и степень ■ переработки исходных пород, контролируя минеральные парагенезисы, физико-химические условия и геохимический режим метаморфизма, а также в какой-то степени особенности вещественного состава пород. В зонах субдукции островодужных систем Западной Пацифики минеральные парагенезисы, формирующиеся при низких температурах и повышенном давлении, накладываются на продукты предшествующего океанического метаморфизма зеленосланцевой (Марианский желоб), эпидот-амфиболитовой (тектоническая зона Муссау) и амфиболитовой (Идзу-Бонинский желоб) фацнй метаморфизма. Для зон субдукции характерен глаукофансланцевый метаморфизм, но диапазон Р-Т-параметров при этом изменяется от зеленосланцевой до эклогит-глаукофансланцевой фации. В островодужных системах, зона субдукции которых находится в стадии формирования (южное окончание Новогебридского желоба в зоне стыка с разломом Хантер), метаморфические преобразования субдукционного этапа в породах офиолитовых комплексов не проявлены, ограничиваясь процессами инициального океанического метаморфизма. Субдукционный метаморфизм обусловлен совместным воздействием пониженного теплового потока, устанавливающегося в мантийном клине с началом процессов субдукции, увеличением давления и усилением потока резко восстановленных флюидов.

2. В палеоостровных дугах (Срединнокамчатский массив Камчатки) наиболее активные проявления прогрессивного метаморфизма отвечают коллизионному этапу. Этот метаморфизм развивается под влиянием восходящих флюидно-тепловых потоков и поднимающихся магматических расплавов, инициируемых нисходящими движениями океанической плиты. В области воздействия флюидно-тепловых потоков резко возрастает геотермический градиент, обусловливая формирование термальных куполов (антиклиналей) и зональный метаморфизм исходных вулканогенно-терригекных отложений с максимальным перепадом температур от 300-400°С до 700°С при давлении 5-7 кбар в северной и центральной частях массива и 2-3 кбар в южной его части.

В эпицентрах термальных куполов сосредоточены массивы синметаморфических анатектошшых гранитов, окруженных полями мигматитов и мигматизированных метаморфтеских пород. Для синметаморфических магм характерно обогащение летучими компонентами и мощный автометасоматоз и метасоматоз окружающих пород со сменой щелочного режима минералообразования на кислотное выщелачивание по мере снижения температуры, обусловленное инверсией геотермического режима термальных куполов.

Итенсивная мигматизация, гранитизация и акатектоидное плавление с образованием синметаморфических гранитов вызывают значительное ■ разуплотнение в ядрах гнейсовокупольных структур Срединнокамчатского массива, неравномерное воздымание (со снижением давления с 5-7 до 2-4 кбар) и эрозию различных его блоков, что объясняет тектонические взаимоотношения между породами низко-и высокотемпературных зон метаморфизма.

3. Кроме метаморфических образований коллизионного этапа в Камчатской палеоостроводужной системе выявляются более ранние доколлизионные метаморфические явления, связанные с субдукционным магматизмом. Наиболее высокотемпературные минеральные ассоциации метаморфических пород этого этапа, отвечающие парагенезисам гранулитовой фации, образуются при контактово-реакционных процессах, сопровождаемых магматическим замещением в ореолах габброидных массивов, а не являются реликтами докембрийского фундамента. Примером подобных минеральных парагенезисов могут служить гранулитоподобные породы контактового ореола Юрчикского габброноритового массива, сформированные при температуре 750-350°С и давлении 3-5 кбар в результате контактово-реакционных процессов, сопровождаемых интенсивными метасоматическими изменениями и магматическим замещением исходных терригенно-вулканогенных пород с образованием эндербито- и чарнокитоподобных пород. Эндербитизация и чарнокитизация являются типичными процессами гранитизации, сопровождаясь прогрессивной дебазификацией исходных пород и постепенным приближением их к составу гранитов. Аналогичные гранулитоподобные породы отмечаются в контактовом ореоле Лавкинского диорит-монцонитового плутона в Срединнокамчатском массиве, но формируются при меньшем давлении в области устойчивости андалузита.

4. В аккреционных призмах Камчатской палеоостроводужной системы метаморфические комплексы образуются в подошвах офиолитовых пластин (о. Карагинский, п-ов Озерной Восточной Камчатки). Эти комплексы характеризует обратная температурная зональность снижение температуры метаморфизма с удалением от подошвы офиолитовых пластин, нередкое сохранение реликтов более раннего океанического метаморфизма. В аккреционной призме о. Карагинский в подошве серпентинизированных гарцбургитов метаморфизму (от амфиболитовой до зеленосланцевой фации) подверглись доверхнемеловые кремнисто-вулканогенные отложения, образовавшиеся в геодинамической обстановке спрединговои зоны задугового бассейна и активной вулканической дуги и тектонически совмещенные при олигоценовой аккреции, связанной с компенсацией раздвиговых движений при раскрытии Командорской котловины Берингового моря.

5. В рифтах тыловодужных окраинных бассейнов Западной Пацифики (Центральный разлом Филиппинского моря) метаморфические комплексы формируются при океаническом метаморфизме в обстановке спрединга под влиянием флюида морского происхождения. Эти изменения отличаются низкотемпературным характером, осуществляются неизохимически и имеют локальное развитие. Неравновесность и локальность процессов океанического метаморфизма коренным образом отличает метаморфические породы спрединговых зон от островодужных регионально-метаморфических комплексов, ' минеральные преобразования которых происходят полностью и по всему объему.

Публикации и апробация работы. Основные выводы и положения работы изложены в трех монографиях (в соавторстве), более чем в SO статьях и представлялись на 28 и 29 сесиях Международного геологического Конгресса (Вашингтон, 1989; Киото, 1992), на XI, XII, XIV Тихоокеанских научных конгрессах (Токио, 1966; Канберра, 1971; Хабаровск, 1979), на Всесоюзных симпозиумах по метаморфизму (Новосибирск, 1971; Ленинград, 1974; Свердловск, 1989; Винница, 1982; Владивосток, 1983), на ДВ региональных петрографических совещаниях (Хабаровск, 1981; Магадан, 1980, 1988; Южно-Сахалинск, 1988), на II и III Всесоюзных съездах океанологов (Ялта, 1982; Ленинград, 1987), на Всесоюзных школах по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983, 1987; Москва, 1986), на I Всесоюзном симпозиуме по термод1шамике в геологии (Черноголовка, 1985), на Международном симпозиуме (Благовещенск, 1988), на VI симпозиуме Water-Rock Interaction (Молверн, Англия, 1989), на Всесоюзном симпозиуме по геологии базитов и гипербазитов (Иркутск, 1990), на VII советско-японском симпозиуме (Магадан, 1991) и ряде других совещаний и форумах.

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН в соответствии с планами НИР ДВГИ ДВО РАН и является частью общей программы научных исследований по геологии и металлогении западной части Тихоокеанского пояса.

Большое значение для выполнения работы имели творческая обстановка, постоянная поддержка и внимание со стороны руководства института - член.-кор. Е.А.Радкевич, член.-кор. В.Г.Моисеенко, акад. А.Д.Щеглова, член.-кор. И.Я.Некрасова и д.г.-м.н. А.И.Ханчука.

Большую помощь в постановке научной направленности исследований имели обсуждения и консультации с А.А.Маракушевым, НЛ.Добрецовым, ЛЛ.Перчуком, С.П.Кориковским, С.С.Зиминым, Е.Н.Граменицким, Н.П.Васильковским, И.Н.Говоровым, О.В.Авченко, М.А.Мишкиным, С.А.Коренбаумом, БЛ.Залищаком, С.А.Щекой,

A.И.Ханчуком, М.М.Лебедевым, С.Е.Апрелковым, А.М.Ленниковым, Л.П.Плюсниной, В.И.Сидоренко, А.Ф.Литвиновым, И.А.Сидорчуком, П.Г.Недашковским, Б.И.Васильевым, И.К.Пущиным, Е.А.Лоншаковым,

B.М.Чубаровыи.

Автор благодарит своих коллег по работе и совместным экспедициям -З.Г.Бадрединова, С.М.Синицу, И.К.Пущина, Б.И.Васильева, Р.А.Октябрьского, Г.А.Валуй, О.В.Авченко, Ю.Д.Маркова, Л.А.Буцик. Ю.И.Коновалова за помощь и постоянную поддержку.

Автор искренне благодарен В.Г.Сазонову, Л.Е.Зеленской, Э.Н.Дында, Т.Н.Жердевой, В.Г.Судзеловской, Т.ВЛанковой, . Т.В.Сверкуновой, Л.И.Азаровой, С.П.Славкиной, Л.В.Недашковской, З.С.Натаровой,

C.П.Баталовой, Ю.С.Бабаевой, Г.И.Макаровой и многим другим, способствовавшим выполнению и оформлению работ по теме исследований.

Ниже в тексте доклада приняты следующие символы минералов: Ab -альбит, Ап - анортит, Audi - андалузит, Bi - биотит, Chi - хлорит, Cor -кордиерит, En - энстатит, Ер - эпидот, Fs - ферросилит, Gr - гранат (с-центр, г-край кристалла), Hb - амфибол, Gros - гроссуляр, Hyp -гиперстен, Ку - кианит, Ми - мусковит, Or - калиевый полевой шпат, Phn - фенгит, Plj5 - плагиоклаз и содержание в нем анортитовой молекулы, Q - кварц, Sil - силлиманит, Sta - ставролит, Wo -волластонит, XMg=Mg/(Mg+Fe+Mu), Xci«=Ca/(Ca+Mg+Fc+Mu). Амфиболы (использована оассификация Leake, 1978): Act - актинолит, Act-Hb - актинолитовая роговая обманка, Ваг - барруазит, Ed-Hb -эденитовая роговая обманка, Fe-Act - ферроактинолит, FeAct-Hb -ферроактинолитовая роговая обманка, Fe-Hb - железистая роговая обманка, Fe-Tsch - феррочермакит, Mg-Hb - магнезиальная роговая обманка, Mg-Hst - магнезиальный гастингсит, MgHst-Hb - магнезиально-гастингс1гговая роговая обманка, Trem - тремолит, Tsch-Hb -чермакитовая роговая обманка, Win - вннчит; Хм8 амфиболов =Mg/(Mg+Fe2+).

1. МЕТАМОРФИЗМ В ГЛУБОКОВОДНЫХ ЖЕЛОБАХ

Островодужные системы являются ареной разнообразных метаморфических процессов, имеющих специфический характер в разных ее структурах. Идеализированная схема зоны субдукции с распределением в ней метаморфических фаций приведена на рис. 1.

Вулканическая/

Аккреционным Лреддуговой /плутоническая комплекс Kar.r.pÜH луга

Рис. 1. Схематический разрез зоны субдукции и островной дуги, распределение метаморфических фаций и положение магматического фронта островной душ (Emst, 1974; с дополнениями Н.Л.Добрецова, 1995)

Фации метаморфизма: 1 - цеолиговая (ломонтитовая), 2 - пренит-пумпеллшгговая, 3 - голубосланцевая (глаукофан-лавсонитовая), 4 -эклогитовая, 5 - зеленосланцевая (хлоритовая), 6 низкотемпературная амфиболитовая (биотитовая), 7 высокотемпературная амфиболитовая, 8 - гранулитовая, роговиковая. Широкая стрелка показывает направление субдукции.

На схеме видно, что погружающаяся океаническая плита обусловливает формирование в зоне субдукции низкотемпературных метаморфических фаций повышенного и высокого давления (глаукофансланцевая и эклогит-глаукофансланцевая фации). В активной вулканической дуге формируется широкий спектр метаморфических фаций от самых низкотемпературных ассоциаций хлорит-серицитовой субфации зеленосланцевой фации до высокотемпературных парагенезисов амфиболитовой и гранулитовой фаций. Их образование связывается с влиянием флюидно-тепловых потоков и поднимающихся магматических расплавов. В аккреционных призмах островодужных систем метаморфизм обусловлен перемещениями офиолитовых пластин, основную часть которых образуют серпентинизированные перидотиты.

Сравнение метаморфических образований континетальных и океанических блоков земной коры свидетельствует, в первую очередь, о существенных различиях в составах исходных пород. Если в континентальных структурах и структурах переходных зон основной объем метаморфических пород сформирован при метаморфизме терригенных пород и вулканитов среднего и кремнекислого состава и, в меньшей мере, вулканитов и интрузивных образований базитового ряда, то метаморфические комплексы океанического дна образуются исключительно при преобразованиях вулканогенных и интрузивных пород основного н ультраосовного состава. Эти принципиальные отличия обусловлены фундаментальными различиями процессов осадконакопления и магматизма океанических и континентальных структур, а также кардинальным отличием метаморфических процессов в этих геодинамических обстановках, что детально было обсуждено в работах С.А.Силантьева (1994, 1995), НЛ.Добрецова (1985, 1995) и С.П.Кориковского (1995). Поэтому корректное сравнение метаморфических процессов дна океанов и континентов возможно только для базитовых комплексов, представленных в этих структурах офиолитовыми ассоциациями.

Метаморфизм пород океанической коры осуществляется при активном участии морской воды и отвечает широкому интервалу температур от температуры придонной воды до 300-400°С и выше. Глубина проникновения морской воды в кору океанов оценивается разными авторами от 2 до 10 км. Наличие на небольших глубинах осевой зоны срединно-океанических хребтов магматических камер обусловливает формирование над ними конвективных потоков тепла и вещества вдоль конвективных ячеек, объединяющих в единный процесс гидротермальную циркуляцию от низкотемпературных "окислительных" процессов на флангах, где холодная морская вода поступает в океаническую кору, до высокотемпературных "неокислительных" процессов осевых зон разгрузки восходящих потоков горячих растворов (Курносое, 1986). Основная направленность преобразования базальтов в "окислительных" условиях, объединяющих гальмиролиз и активное окисление, заключается в гидратации и окислении пород вдоль трещин, выщелачивании Са, Mg и обогащении К, что приводит к формированию селадоннта, глауконита, гидроокислов железа, филлипсита, смектита и калиевого полевого шпата (Коссовская, Шутов, 1976; Курносов, 19S6; Щеглов и др., 1987; Перцев, 1983; Гугушвили, 1983; Коссовская, 1984; Харин, 1981; Перцев, Русинов, 1980; Симанович, 1978, 19S0; Bass, 1976; Pertsev, Boroninkin, 1983; и др.). Глубина активного окисления магматических пород, как это было установлено в скв. 504В Коста-Риканского рифта может достигать 300 м (Anderson et al., 1982; Kawahata et al., 1987), а температура - 50-S0°C (Курносов, 19S6). "Неокислительными" процессами захватывается основной объем базальтов океанической коры и приводит к интенсивному замещению основных минеральных компонентов базальтов и вулканического стекла триоктаэдрическими смектитами (смектитовая фация, по Курносову, 1986). Основным химическим процессом этого преобразования является

гидратация базальтов и выщелачивание из них большинства компонентов.

В гидротермальной циркуляции, прежде всего в восходящих ее ветвях, кроме морской воды несомненно принимают участие и ювенильные компоненты - гелий, метан, углерод, водород, фтор и др. В то же время, данные по стабильным изотопам кислорода, углерода, водорода, серы, стронция, свинца свидетельствуют о преобладающей роли морской воды в гидротермальной циркуляции в породах океанической коры и в метаморфическом их преобразовании (Rusinov et at., 1979; Field et al., 1977; Перцев, 19S3; Белый и др., 19S4, и др.). Повышенные концентрации хлора в анионной группе амфиболов из метабазитов океанической коры свидетельствуют о существенной роли морской воды в составе флюида, обусловливающего метаморфические преобразования (Силантьев и др., 1987; Силантьев, 1994, 1995; Vanko, 198S; Maekawa et al., 1992).

Опыт изучения метаморфических пород дна океана показывает, что низкотемпературные метаморфические преобразования осуществляются неизохимически и имеют локальное развитие. Эти явления выявлены как в наиболее низкотемпературных породах цеолитовой фацци, так и в продуктах зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Неравновесность и локальность процессов океанического метаморфизма коренным образом отличает метаморфические породы дна океана и окраинных морей от регионально-метаморфических пород островодужных и континентальных структур, минеральные преобразования которых происходят полностью и по всему объему. Наличие среди продуктов изменения пород океанической коры различных фаций метаморфизма, подчеркнутое многими исследователями (Силантьев, 1983, 1994, 1995; Добрецов, 1995; Пущин и др., 1990, 1991), свидетельствует о зональном характере метаморфизма, но в отличие от континентальных блоков возрастание степени метаморфизма происходш- в основном вглубь по ненарушенному разрезу океанической коры (Силантьев, 1983, 1994, 1995; Добрецов, 1995; Базылев и др., 1990; Кашинцев, 1991; Miyashiro, 1972). Прекрасным примером смены условий изменения базальтов океана является скв. 504В в Коста-Риканском рифте (Anderson et al., 1982; Kawaliata et al., 1987). В интервале от 274,5 м до зобоя скважины установлено 4 зоны гидротермального изменения базальтов. В I-II зонах (274,5-890 м) базальты испытали низкотемпературные (0-60°С) преобразования в окислительных (зона I, 274,5-550 м) и неокислительных (зона II, 550-S90 м) условиях. Зоны III-1V (S90-1350 м) отвечают условиям зеленосланцевой фации; в базальтах этих зон широко развиты вторичные минералы: актинолит, хлорит, альбит, кварц и пирит.

Обобщение материалов и собственные исследования метаморфических комплексов Западной Пацифики свидетельствует, что конкретной геодинамической обстановке отвечает специфический тип метаморфических преобразований исходных пород. Соотношение типов метаморфизма и типов геодинамических обстановок в активных тектонических зонах показано в табл. 1. Из нее видно, что в этих зонах наблюдаются процессы растяжения (спрединга), характерные для рифтов

окраинных бассейнов, процессы субдукции и коллизии в островодужны: системах и активных континентальных окраинах. Типы метаморфизма приведенные в табл. 1 выделялись многими исследователями (Добрецо! и др., 1974; Добрецов, 1981, 1995; Силантьев, 1992, 1994, 1995; Miyashiro 1973; Emst, 1983; и др.), хотя в разное время им придавалось различно! значение.

Таблица 1. Соотношение типов геодинамических обстановок и типо метаморфизма в активных тектонических зонах Западной Пацпфик! (составлена с использованием данных Н.Л.Добрецова, 1995)

Типы геодинамических обстановок

Наблюдаемые типы метаморфизма

Примеры метаморфических комплексов

I. Зоны субдукции

а)глубоководные

желоба

б)аккреционные призмы

в) островные дуги

II. Зоны растяжения (спрединга) в тыло-водужных окраинных бассейнах

а)океанический метаморфизм

б)глаукофансланцевый метаморфизм

в)эклогит-глаукофанслан-цевый метаморфизм "метаморфическая подошва"в зонах коллизии при перемещении офиолитовых пластин

а)зснальный метаморфизм термальных куполов

б)контактово-реакцион-ный метаморфизм, обусловленный воздействием габброидных магм

а)океанический метаморфизм

Идзу-Бонинский и Марианский желоба Желоб Кермадек Зона Муссау

о. Карагинский П-ов Озерной (Восточная Камчатка)

Срединнокамчат-ский массив Хавывенская возвышенность Камчатки Юрчикский массив Ганальского хребта Камчатки

Лавкинский интрузив Срединнокам-чатского массива Центральный разлом Филиппинского моря

Метаморфизм в глубоководных желобах связан с зонами субдукш океанической коры под континентальные плиты (Добрецов, 19' Кориковский, 1995) и осуществляется в условиях очень низке геотермического градиента - 8-15 град/км (Кориковский, 1995), ч обусловливает появление здесь низкотемпературных парагенезис среднего и высокого давления, доходящего по некоторым оценкам до

5 кбар (Кориковский, 1995; Добрецов, 1995). Геодинамические модели у'бдукционного метаморфизма разработаны в рамках теории тектоники лит (Добрецов и др., 1989; Ernst, 1974, 1983; Schreyer, 1985; Smith, 1988).

Идзу-Бонинская и Марианская островодужные системы включают ложный комплекс океанических островных дуг (дуг на океаническом сновании) и задуговых бассейнов, сформировавшихся при субдукции ихоокеанскои плиты под Филиппинскую плиту, начиная с эоцена примерно 45 млн лет назад) я до настоящего времени (Fryer and Pearce, 992). Выделяются следующие главные структурные элементы системы рис. 2) (с востока на запад): 1)желоба Идзу-Бонинскии, Марианский, 1алау и Яп; 2)соответствующие им преддуговые области; 3)Марианский ктивныи спрединговый бассейн (Марианский трог); 4)Западно-Ларианский хребет (остаточная дуга); 5)бассейны ГТаресе Вела и Сикоку окраинные бассейны); 6)Западно-Филиппинский окраинный бассейн, |Ключающий серию батиметричесик поднятий и плато: Оки-Дайто, 1айто и Амами (Karig et al., 1978; Kobayaslii and Nakada, 1979; Hussong nd Uyeda, 1981; Fryer and Pearce, 1992).

Метаморфические породы и метаморфизованные вулканогенные и штрузивные образования обнаружены в фундаменте почти всех этих труктур, характеризуясь различным возрастом, историей становления и гетаморфического преобразования. Изучение показывает, что .(етаморфические породы внутренних склонов желобов отвечают /словиям зеленосланцевой, глаукофансланцевой, эпидот-амфиболитовоп t амфиболитовой фаций. Разберем это на конкретных примерах.

1.1. Идзу-Бонинский желоб

Большая часть пород, драгированных на внутреннем склоне желоба см. рис. 2), в той или иной степени охвачена процессами вторичного вменения. Обычно реликты магматических структур и минеральных 1ссоциаций позволяют надежно реставрировать исходные породы и только в редких случаях глубокие метаморфические преобразования ¡атрудняют или делают невозможной эту диагностику. Подобные метаморфические породы, исходная природа которых устанавливается с фудом, встречаются сравнительно редко на внутреннем склоне Идзу-Бонинского желоба, несмотря на многочисленное драгирование (Isliii, 1985; Васильев и др., 1986; Геология и петрология зон.., 1991; Ogavva, 1985) и глубоководное бурение (Hussong and Uyeda, 1981; Fryer et al., 1992; Maekawa et al., 1992; Isliii et al., 1992). В результате этих исследований был открыт широкий спектр плутонических образований, включающих сильно деплетированные гарцбургиты и серпентиниты, цуниты, лерцолиты, верлиты, пироксениты, троктолиты, массивные и полосчатые габбро, габбронориты, диориты, тоналиты, долериты, голеитовые базальты, объединенные в офиолитовый комплекс (Васильев и др., 1986; Геология и петрология зон.., 1991). Минералого-геохимическне особенности основных и ультраосновных вулканических и плутонических пород свидетельствуют об их формировании в островодужной обстановке над зоной субдукции. Большинство этих

пород испытало низкотемпературные преобразования в условиях цеолитовой и зеленосланцевой фаций и обусловлено взаимодействием вода/порода.

130" МО" 150'Е

Рис. 2. Батиметрия, тектонические структуры Филиппинского моря I станции драгирования, где обнаружены метаморфические породы Впадины и хребты оконтурены 4-х км изобатой, а желоба - 6-ти к\ изобатой (1попие, 1987).

Вместе с ними драгировано большое количество кластолав и брекчш бонинитов, претерпевших низкотемпературный метаморфизм цеолитово! фации (Геология и петрология зон., 1991; Тарарин и др., 1987). Ниже ] табл. 2 суммированы физико-химические параметры метаморфической изменения габброидов, долеритов и базальтов офиолитового комплекса Из табл. 2 видно, что изменение базальтов с замещением первичны

пироксенов амфиболами происходит при температуре 330-395°С и давлении <1 кбар, отвечающих условиям океанического метаморфизма. Более высокие Р-Т-параметры, определяемые по краевым зонам зональных кристаллов амфибола (Т=425-450°С, Р=1,5-3,0 кбар), свидетельствуют о прогрессивном характере метаморфических процессов или возможно о существовании нескольких этапов зеленосланцевого метаморфизма, протекающих в условиях различной глубинности. Однако, геологических данных не достаточно, чтобы однозначно решить этот вопрос.

Таблица 2. Р-Т-параметры зеленосланцевого метаморфизма габброидов и долеритов расслоенного комплекса офиолитовой ассоциации островного склона Идзу-Бонинского желоба

Образец Часть кристалла Состав амфибола Т,°С Р, кбар Амфибол Состав плагиоклаза

XMg Al'V *Са

В7-8/3 Центр 0,620 0,180 1,830 330 <1 Act Aiii6,7 (ядро)

Центр 0,604 0,259 1,899 350 <1 Act-Hb Апб (край)

Центр 0,542 0,648 1,405 425 <1 Act-Hb

В7-5/20 Центр 0,662 0,479 1,809 395 1,0 Act A1149 (край)

Край 0,654 0,675 1,830 430 1,5 Act-Hb

В7-5/5а Центр 0,799 0,212 1,897 340 <1 Act All68

(реликт)

Центр 0,819 0,446 1,802 385 <1 Act

Центр 0,842 0,694 1,710 430 2,4 Act-Hb

Центр 0,891 0,775 1,743 450 2,7 Mg-Hb

В7-5/1 Центр 0,762 0,210 1,968 340 <1 Act

В7-9/10 Центр 0,795 0,130 1,752 325 <1 Act AiiS3

(реликт)

Центр 0,898 0,746 1,648 445 2,7 Act-Hb

Край 0,830 0,799 1,706 455 3,0 Act-Hb

Примечание. Обр. В7-8/13, 5/20 - метадолерит; В7-5/5а, 5/1 - габбро; В7-9/10 - габбронорит. Здесь и в следующих таблицах амфибол рассчитан на 13 катионов Si+Ti+Al+Cr+Fe+Mii+Mg. Температура и давление определены по эмпирическому амфиболовому геотермобарометру М.А.Мишкина (1994). Тип амфибола дан по номенклатуре Б.БЛика (Leake, 1978).

На ст. Н4-85, В7-103 и В7-104 к северу от палеосуши Огасавара (Isliii, 1985) совместно с бонинитами и офнолитовыми образованиями поднято около 50 небольших (0,2-2,0 см) уплощенных обломков пород более высоких ступеней метаморфизма, обладающих сланцеватым и реже массивным сложением (Геология и петрология зон.., 1991; Тарарин, 1994). Среди метаморфических пород преобладают эпидот-амфиболовые и слюдисто-эпидот-амфиболовые сланцы, различающиеся присутствием в последних заметных (до 20-30% объема) количеств биотита и светлой

слюды (фенгита). Значительно реже встречаются гранатсодержащие кварциты, амфиболовые и хлорит-амфиболовые сланцы.

Эпидот-амфиболовые и слюдисто-эпидот-амфиболовые сланцы -полосчатые, реже массивные породы, состоящие из агрегата эпидота Fe3+/(Fe3++Al)=0,21-0,26, амфибола и кислого плагиоклаза, к которым в варьирующих количествах присоединяются светлая слюда - фенгит (XMg=0,55-0,60), биотит (Хм«=0,65-0,68), хлорит (XMg=0,58-0,68), кварц, титанистый магнетит или титаномагнетит, сфен, апатит и иногда калиевый полевой шпат. Количество темноцветных минералов обычно не превышает 50% объема пород.

Детальная характеристика минеральных парагенезисов и состав минералов сланцев приведена в (Геология и петрология зон.., 1991). Амфиболы сланцев отвечают составам магнезиальной, чермакитовой и реже эденитовой роговой обманки (табл. 3). Часто все эти разновидности амфибола присутствуют в одном образце. Иногда кальциевая роговая обманка содержит мелкие выделения кальциево-натриевого и натриевого амфибола, замещающего ее с краев кристаллов и по тончайшим прожилкам, приуроченным к зонкам дислокаций. Состав новообразованного амфибола соответствует винчиту и барруазиту (табл. 3, обр. Н4-85/41) и магнезиорибекиту (табл. 3, обр. Н4-85/50).

Использование эмпирического амфиболового геотермобарометра (Мишкин, 1994) свидетельствует, что образование кальциево-натриевых и натриевых амфиболов происходило в условиях низких температур 250-300°С и повышенного давления - 4-5 кбар (см. рис. 3), накладываясь на более высокотемпературные парагенезисы сланцев, возникшие в условиях нижних частей амфиболитовой фации (Т=500-600°С, Р=3,0-5,5 кбар) и испытавших ретроградные преобразования в условиях фации зеленых сланцев (T=400-4S0oC, Р=]-3 кбар) (Тарарин, 1994).

Оценка Р-Т-параметров раннего метаморфизма с помощью амфибол-плагиоклазового геотермобарометра (Плюснина, 1983), дает сходные результаты. Так для обр. Н4-85/43, где в ассоциации с магнезиальной роговой обманкой (А1осщ =1,750 ф.е., Xq,=1,800 ф.е.) и эпидотом сохранился плагиоклаз Ап25,э, определяем: Т=530°С и Р=4,7 кбар, а для обр. Н4-85/49, где магнезиальная роговая обманка (А1осщ.= 1,75-1,80 ф.е., Хса=1,75 ф.е.) ассоциирует с эпидотом и олигоклазом Aiin.i получаем: Т=520°С, Р=6 кбар (Тарарин, 1994).

Метаморфические породы амфиболитовой фации имеют, вероятно, верхнемеловой возраст, представляя, по мнению (Ogawa and Naka, 1984), измененные фрагменты океанической плиты, "захороненной" в пределах преддуговой области, интенсивно тектонизированной и интрудированной продуктами островодужного магматизма. Правомочность подобных предположений подтверждается обнаружением меловых осадочных пород и метабазальтов, поднятых при драгировании более чем в 50 км к западу от оси Марианского желоба (Johnson et al., 1991), и драгированием позднемеловых карбонатных пород, перекрывающих в Идзу-Бонинском желобе офиолитовые образования (Геология и петрология зон.., 1991).

Таблица 3. Р-Т-параметры метаморфизма эпидот-амфиболовых и слюдисто-эпидот-амфиболовых сланцев островного склона Идзу-Бонинского желоба

Образец Часть кристалла Состав амфибола Т,°С Р, кбар Амфибол Состав плагиоклаза

XMg A1IV ^Са

Н4- Центр 0,699 1,250 1,834 570 5,1 Mg-llb An4 6 (ядро)

85/41

Крап 0,679 1,270 1,760 530 5,0 Mg-Hb All! о (край)

Центр 0,673 1,140 1,820 520 4,0 Mg-Hb

Центр 0,736 1,060 1,860 510 3,0 Mg-Hb

Центр 0,501 0,480 1,250 375 4,0 Ваг

Центр 0,442 0,200 0,920 300 4,0 Win

Центр 0,449 0,030 0,660 260 4,0 Win

Н4- Центр 0,671 0,720 1,900 440 1,0 Mg-Hb А»0,2

85/42

Край 0,656 0,840 1,850 465 1,9 Mg-Hb

Центр 0,572 1,420 1,850 590 4,7 Mg-Hb

Н4- Край 0,642 1,170 1,810 530 4,7 Mg-Hb а"2 5,3

85/43

Н4- Центр 0,645 1,350 1,830 570 4,7 Tsch- Ann.l

85/49 Hb

Центр 0,642 1,220 1,740 540 5,2 Mg-Hb

Н4- Центр 0,548 1,410 1,820 580 5,2 Ed-Hb АП89

85/53

Центр 0,686 0,810 1,790 455 2,2 Mg-Hb

Н4- Центр 0,673 1,340 1,780 570 5,3 Mg-Hb

85/50

Центр 0,648 1,250 1,800 550 4,5 Mg-Hb

Центр 0,800 0,540 1,810 400 1,0 Act-Hb

Центр 0,536 0,130 0,480 <250 4,0 Mg-Rb

Центр 0,471 0,240 0,327 <250 5,0 Mg-Rb

Н4- Центр 0,616 1,290 1,810 555 4,8 Mg-Hb Апц.з

85/44

Центр 0,670 1,090 1,770 520 4,0 Mg-Hb

В7- Центр 0,695 1,040 1,770 505 3,8 Mg-Hb АЛ9>5

103/9

Край 0,683 1,120 1,750 520 4,6 Mg-Hb

Н4- Центр 0,875 0,190 1,730 330 <1 Act

85/58

В7-8/13 Центр 0,512 0,650 1,920 430 <1 Act

В7-5/20 Центр 0,613 0,460 1,830 385 <1 Act АП490

Примечание. Обр. Н4-85/41, 85/42, 85/43, 85/49, 85/53, - эпидот-амфиболовый сланец; Н4-85/44, 85/50, В7-103/9 - слюдисто-эпидот-амфиболовый сланец; Н4-85/58 - хлорит-амфиболовый сланец; В7-8/13,

5/20 - метадолерит.

40,кбар 36 32 28 24 20 16 12 8

200 400 8 600 _800 1000 1200 Т,°С

Рис. 3. Петрологическая решетка, фации метаморфизма, область магмогенерации, типичные Р-Т кривые эволюции метаморфических условий (Cióos, 1993; с дополнениями НЛ.Добрецова, 1995) и Р-Т-тренды метаморфических комплексов, рассмотренных в данной работе Метаморфические фации: Z - цеолитовая; РР - пренит-пумпеллиитовая, В - голубосланцевая (глаукофан-лавсонитовая), Е -эклогитовая, GR - зеленосланцевая, ЕА - эпидот-амфиболитовая, G -гранулнтовая. Тонкие линии - минеральные реакции и линии плавления. Толстые пунктирные линии (1, 2, 3) - типичные траектории изменения Р vi Т, соответствующие условиям: 1-60 град/км, в типичных островных дугах и спрединговых хребтах; 2-25 град/км, нормальная кривая для 'старой' литосферной плиты (>25 млн лет); За - 10 град/км, 'горячая' субдукционная зона; 36 - 5-6 град/км, 'холодная' субдукционная зона. MOR - океанический метаморфизм. Кривые с буквами показывают эволюцию Р-Т условий метаморфизма: а - Центрального разлома Филиппинского моря, б - желоба Кермадек, в - Новогебридского желоба, г - северо-западного окончания разлома Элтанин (Тихий океан), д - Идзу-Бонинского желоба, е - желоба Яп, ж - зоны Муссау (Тихий океан), и - Срединнокамчатского массива, к - Хавывенской возвышенности, л - контактового ореола Юрчикского интрузива (Ганальский хребет, Камчатка), м - контактового ореола вокруг клинопироксен-амфиболовых постметаморфических габбро в Ганальском хребте (Камчатка), н - о-ва Карагинский.

Находки глаукофансланцевых ассоциаций на внутренних склонах желобов, а также в зоне преддужья подтверждают предположения ряда исследователей (Miyashiro, 1961; Добрецов, 1964, 1974, 1995; Маракушев и др., 1971; Enist, 1974) о приуроченности поясов высокого давления к этим структурам, отличающимся очень низким геотермическим градиентом. Появление глаукофансланцевого субдукционного метаморфизма, накладывающегося в Идзу-Бонинском желобе на высокотемпературные парагенезисы сланцев амфиболитовой фации, связано, вероятно, с началом субдукции Тихоокеанской плиты под Филиппинскую (Karig, 1975), когда резко изменился тепловой режим в мантийном клине над зоной субдукции в сторону значительного снижения геотермического градиента, что привело к увеличению устойчивости низкотемпературных парагенезисов и распространению низкотемпературных фаций в зоны умереной и значительной глубинности. Сочетание аккреционных процессов с началом субдукции с понижением температурных условий в мантийном клине и особым флюидным режимом и являются, вероятно, главными причинами формирования минеральных ассоциаций глаукофансланцевой фации. Изучение состава флюидов внутренних склонов желобов и преддужья показывает их высокую рН и щелочность, обогащенность Si02, S04 и H2S (Fryer et al., 1990). Обнаружение ксенокристаллов омфацитового пироксена в толеитовых гиалокласгитовых брекчиях нижней части островного склона желоба Кермадек позволяет предполагать возможное достижение в зонах желобов условий эклогит-глаукофансланцевой фации (Тарарин, 1994).

1.2. Марианский желоб

Впервые метаморфические породы с парагенезисами глаукофансланцевой фации в глубоководных желобах Западной Пацифики описаны в Марианском желобе (Maekawa et al., 1992). Метавулканиты с глаукофансланцевой минерализацией обнаружены в керне скв. 77SA (см. рис. 2), пробуренной в конусообразной (Conical Seamount) подводной горе в преддуговой области Марианского желоба, располагающейся в 80 км западнее оси Марианского желоба (Fryer and Pearce, 1992; Maekawa et al., 1992). Исходными породами служили афировые базальты и (к вулканокластические разности, преобразованные при зеленосланцевом диафторезе в агрегат актинолитизированной роговой обманки, эпидота, хлорита, альбита и сфена и сохраняющие реликты клинопироксена. Низкотемпературные минералы глаукофансланцевой фации - лавсошгг, пумпеллииг, арагонит и иногда винчит наблюдаются в виде прожилков и продуктов выполнения пор в метабазальтах. Винчит обнаружен только в одном образце.

Изучение показало, что в метавулканитах отмечаются минеральные парагенезисы двух стадий метаморфизма: океанического и субдукционного. Первая стадия - зеленосланцевый океанический метаморфизм обусловил регрессивное замещение первичных минералов исходных вулканитов актинолитом, хлоритом, эпидотом, альбитом и

сфеном. Со второй стадией метаморфизма связано образование прожилков и заполнение пор минералами глаукофансланцевой фации -лавсонитом, пумпеллиитом, арагонитом и иногда винчитом. В псевдоморфозах альбита по плагиоклазу с помощью рентгенофазового анализа обнаружен натриевый пироксен, содержащий около 30-35% жадеитовой молекулы.

Приближенные физико-химические условия метаморфизма были определены, используя экспериментальные данные. Так как в метавулканитах присутствует арагонит вместо кальцита, следовательно, давление метаморфизма превышало условвд кривой равновесия перехода кальцита в арагонит, которая, по данным экспериментов (Carlson, 1983), проходит через точки Т=150°С, Р>4,5 кбар и 200°С, Р>6 кбар. Содержание жадеита в натриевом пироксене метавулканитов не преьь;и:г 35 мол.%, что согласно прокалиброванным изоплетам (Brown and Ghent, 1983) отвечает температуре 150°С при 5 кбар и 250°С при 6 кбар. Реакция образования лавсонита с кварцем при распаде гейландита отвечает минимальной температуре в 200°С (Nitsch, 1968), а реакция лавсонит+пумпеллиит=цоизит+хлорит+кварц+Н20 реализуется при температуре около 250°С (Liou et at., 1985). Использование этих экспериментальных данных свидетельствует, что метаморфические преобразования вулканитов Марианского желоба субдукционного этапа происходили при температуре 150-250°С и давлении 4,5-6 кбар, накладываясь на минеральные парагенезисы океанического метаморфизма.

Маекава с соавторами (Maekawa et al., 1992) предполагают, что с началом субдукипи Тихоокеанской плиты под Филиппинскую дегидратация погружающейся океанической плиты обусловливает процессы серпентинизации перидотитов мантийного клина над зоной субдукции, что приводит к уменьшению их плотности и подъему к поверхности серпентинитового материала, захватывающего и транспортирующего обломки метаморфических пород мантийного клина преддуговой области. По мнению этих исследователей, флюиды, преобразующие перидотиты в серпентиниты, являются главным фактором серпентинитового диапиризма в преддуговой области Марианского желоба и формирования здесь на поверхности морского дна многочисленных серпентинитовых подводных гор (Maekawa et al., 1992).

1.3. Желоб Яп

В составе полимиктовой брекчии на ст. 1431/Д1 (см. рис. 2), драгированной на внутреннем склоне желоба Яп (Геология дна., 1980) совместно с полным набором пород офиолитовой ассоциации обнаружены горнблендиты, эпидотовые амфиболиты, амфиболовые и биотит-амфиболовые сланцы, аналогичные метаморфическим образованиям формации Мэп острова Яп.

Эпидотовые амфиболиты - наиболее широко распространеные породы островного склона желоба Яп. Они характеризуются ассоциацией

зонального амфибола, олигоклаза А1115.25 и эпидота. Центральные части кристаллов амфибола сложены актинолитом с 2-3% А120з, а внешние зоны - магнезиальной роговой обманкой, содержащей 6-12% А1203 (табл.

4).

Таблица 4. Р-Т-параметры метаморфизма эпидотовых амфиболитов и биотнт-амфиболовых сланцев желоба Яп (Геология дна.., 1980)

Образец Часть кристалла Состаи амфибола Т,°С Р, кбар Амфибол Состав плапю-клаза

ХМг

1431 /Д1- Центр 06642 06204 16895 330 <1 А« ^'15-25

1А

Край 0,581 1,205 1,840 530 3,5 \lg-Hb

Центр 0,630 0,574 1,857 410 1,0 Ас1-НЬ

Центр 0,568 1,225 1,811 540 4,2 Мг-нь

1431 /Д1 - Центр 0,864 0,733 1,701 440 2,7 АсЬНЬ ^15-28

1Б

Край 0,814 0,927 1,734 -1X0 3,2 МЕ-НЬ

Центр 0,850 0,928 1,593 470 4,5 МЕ-НЬ

Край 0,871 1,283 ■ 1,631 550 6,0 Мв-нь

Центр 0,664 1,293 1,786 560 6,2 Мг-ш

Примечание. Обр. 1431/Д1-1А - эпидотовый амфиболит, 1431/Д1-1Б -биотит-амфиболовый сланец.

В составе горнблендитов преобладает магнезиальная роговая обманка с незначительй примесью олигоклаза, сфена, реже рутила и Ре-Т1 оксидов. Биотит-амфиболовые и амфиболовые сланцы отличаются заметной сланцеватостью, присутствием биотита и нередко хлорита, отсутствием или незначительным содержанием эпидота. Роговая обманка этих пород имеет состав магнезиогастингсига и магнезиальной роговой обманки (табл. 4).

Эволюция составов зональных кристаллов амфибола эпидотовых амфиболитов и сланцев свидетельствует о прогрессивной напраатенности метаморфических процессов. Использование амфиболового геотермобарометра (Мишкин, 1994) показывает, что центральные части зональных кристаллов амфибола формировались при температуре 330-410°С и давлении <1 кбар, а краевые их части - при температуре 530-550°С и давлении 3-4 кбар. Состав игольчатых кристаллов амфибола биотит-амфиболовых сланцев отвечает еще более высоким параметрам: Т=550-560°С и Р=6 кбар (см. рис. 3). Амфибол-плагиоклазовый геотермобарометр (Плюснина, 1983) дает сходные результаты: Т=520°С и Р=7 кбар дня эпидотовых амфиболитов и Т=530°С, Р=6-7 кбар - для

биотит-амфиболовых сланцев. Подобные изменения физико-химических параметров метаморфизма можно объяснить только процессами смены термодинамических условий океанического метаморфизма процессами субдукционного метаморфизма.

1.4. Желоб Кермадек

В 17-м рейсе нис "Академик Александр Несмеянов (19S9 год) были проведены комплексные исследования различных морфоструктур тектонической системы Кермадек, включающей желоб и подводный хребет (активную островную дугу) Кермадек, внутридуговую впадину (трог) Хавр и подводный хребет (остаточную дугу) Колвилл (рис. 4) (Пущин и др., 1991, 1992). Эти работы позволили выделить две серии магматических пород - океаническую и островодужную. Океаническая серия объединяет субщелочные оливин-клинопироксен-плагиоклазовые базальты, имеющие K-Ar возраст 54,8±1,9 млн лет и испытавшие изменения в условиях цеолитовой фации. Островодужная серия включает вулканические и интрузивные образования, петрохимические особенности которых позволили разделить ее на два комплекса - нижний и верхний.

Рис. 4. Топографические профили и профили магнитного поля через тектоническую систему Кермадек. Цифры на профилях - станции драгирования.

Нижний островодужный комплекс объединяет породы, поднятые на островном склоне желоба Кермадек с глубин более 7 км. Среди них преобладают клинопироксеп-плагиоклазовые (±оливин) базальты и

вулканические брекчии базальтов. В подчиненном количестве встречаются двупироксен-плагиоклазовые базальты и андезиты, метаморфизованные габбро, долериты и базальты. Единичные K-Ar определения базальтов свидетельствует о позднемиоценовом их возрасте (7,84±0,64 млн лет).

Основная часть метаморфизованных пород обнаружена в составе вулканических брекчий на ст. Н17-23. Среди обломков, сцементированных смектитом и цеолитами, преобладают свежие базальтовые стекла, в которых иногда отмечаются единичные ксенокристы омфацитового пироксена, типичного для низкотемпературных эклогитов эклогит-глаукофансланцевых комплексов (Тарарин, 1994). Метаморфизованные габбро, долериты и метабазальты составляют около 25% объема обломков брекчий. Вторичные изменения этих пород сводятся к замещению клинопироксена хлоритом, амфиболом, эпидотом и в развитии прожилков цеолитов и карбонатов. Амфибол метагаббро (табл. 5, обр. Н17-23/1) представлен магнезиальной роговой обманкой, состав которой свидетельстует о ее формировании при температуре 470-530°С и давлении от <1 до 1,2 кбар (см. рис. 43. Более низкотемпературные изменения характерны для метадолеритов и метабазальтов (табл. 5, обр. Н17-23/13). Ферроактинолит этих пород образовался при температуре 370°С и давлении <1 кбар.

Геохимические данные свидетельствуют о необычном составе пород нижнего островодужного комплекса. На дискриминантных диаграммах Ti-Cr и Ti-V точки состава этих пород занимают промежуточное положение между осгроводужными толеитами и океаническими базальтами.

Верхний островодужный комплекс включает породы, драгированные со склонов хребтов Кермадек, Колвилл и центральной части впадины Хавр. Состав пород очень разнообразен: габбро, долериты и их метаморфизованные разности, базальты и метабазальты, реже отмечаются кварцевые диориты и плагиограниты. В основании разрезов комплекса отмечаются метагаббро и метадолериты (хребет Колвилл) или метабазальты (хребет Кермадек). В остальной части разрезов доминируют свежие или слабо смектитизированные базальты и долериты, K-Ar возраст которых варьирует от первых сотен тысяч до 2 млн лет. Минеральные ассоциации продуктов замещения метагаббро, метадолеритов и метабазальтов, включающие хлорит, эпидот, низкотемпературный амфибол и реже альбит, свидетельствуют, что метаморфизм осуществлялся в условиях фации зеленых сланцев (Т=400-455°С, Р от <1 до 1,8 кбар, табл. 5).

Таким образом, в различных геотектонических условиях системы Кермадек отчетливо проявляется постепенное понижение степени метаморфизма пород вверх по разрезу, что типично для ненарушенных разрезов океанической коры. В глубоких частях островного склона желоба Кермадек возможно развитие продуктов субдукционного глаукофансланцевого метаморфизма, свидетельством чему являются находки омфацитового пироксена в толеитовых стеклах базальтовой вулканокластики (Тарарин, 1994).

1.5. Зона Муссау

Значительным распространением метаморфические породы пользуются в фундаменте внугриокеанической зоны Муссау. Эта зона, расположенная в экваториальной части Тихого океана между впадинами Восточно-Каролинской и Лира, включает две контрастные структуры: разлом Муссау, иногда именуемый желобом Муссау, и примыкающий к нему с востока подводный хребет Муссау (рис. 5). Зона протягивается в субмеридиональном направлении на расстояние около 300 км и является одной из наиболее интересных структур западной части Тихого океана. Своеобразная морфология разлома Муссау, сопровождающегося строго параллельным подводным хребтом, позволяет исследователям, рассматривающим трог Муссау в качестве следа субдукции Каролинской плиты под Тихоокеанскую в олигоцене-миоцене (Сорохтан и др., 1985; Колобов и др., 1992), предполагать наличие здесь внугриокеанической островодужной системы. Характер распределения рыхлых осадков и их незначительная мощность, наличие некомпенсированных гравиметрических аномалий под трогом и хребтом, а также геохимические особенности вулканических пород (Колобов и др., 1988, 1992; Тарарин и др., 1990; Геология и петрология зон.., 1991), перекрывающих офиолитовые образования фундамента этой системы, свидетельствуют о принадлежности ее к системе дуга-желоб.

Среди кристаллических образований зоны Муссау выделяются породы офиолитовой ассоциации и вулканического комплекса. Базальты вулканической ассоциации метаморфизованы в условиях цеолитовой фации и по геохимичес^м особенностям разделены на два комплекса -титанистых и низкотитанистых базальтоидов (Сорохтин и др., 1985; Пущаровский, Разницин, 1986; Колобов и др., 1988, 1992; Тарарин и др., 1990). Геохимические черты низкотитанистых базальтоидов (низкие содержания ТЮ2 и лигофильных элементов, высокая концентрация А120з, Сг и №), завершающих разрез зоны Муссау, свидетельствуют, что магматизм в пределах зоны завершился на самой ранней стадии островодужного развития, до превращения ее в типичную островную дугу (около 10 млн лет назад; Колобов и др., 1992).

Породы офиолитовой ассоциации представлены метаморфизованными ультраосновными и основными породами расслоенного комплекса (дуниты, габбро, троктолиты, вебстериты, пироксениты) и зеленокаменно измененными диабазами дайковой серии и метабазальтами. Офиолиты слагают фундамент океанической коры, выведенной на поверхность в результате интенсивных тектонических движений, о чем свидетельствуют проявления катаклаза, милонитизации и бластеза пород (Тихоокеанская окраина.., 1991; Геология и петрология зон.., 1991; Колобов и др., 1992).

Метаморфические породы зоны Муссау включают амфпболовые сланцы и эпидотовые амфиболиты, различающиеся только заметной ролью эпидота в последних. Они образовались по габброидам расслоенного комплекса, с которыми обнаруживают постепенные переходы при меньшей степени изменения, катаклаза и бластеза. Сланцы и амфиболиты состоят из амфибола, основного плагиоклаза, эпидота и

хлорита. В небольших количествах присутствует ильменит и апатит. Нередко на фоне мелкозернистого плагиоклаз-амфиболового агрегата выделяются порфиробласты плагиоклаза размером 1-3 мм, придающие породам очковое строение.

Рис. 5. Батиметрическая схема и расположение станций драгирования в троге и на подводном хребте Муссау и в Западно-Меланезийском

1 - станции драгирования 7-го рейса нис "Академик Александр Виноградов", 2 - тоже 49-го рейса нис "Витязь" (Удинцев и др., 1974). Изобаты в м.

Диапазон состава амфибола в сланцах и эпидотовых амфиболитах довольно широк. Преобладают актинолиты, актинолитовые и магнезиальные роговые обманки с варьирующим содержанием глинозема (табл. 6).

Изредка в центральных частях кристаллов амфибола наблюдаются небольшие реликты титанистой (ТЮ2=2,28-2,81%) магнезиальной и магнезиогастингситовой роговой обманки, формирующейся на автомагматическом этапе кристаллизации габброидного расплава. Содержание основного плагиоклаза (АпН-ао-ядро, А1Ц2-7о-край) в породах изменяется в широких пределах; часто он в значительной степени замещается альбитом и эпидотом.

желобе

Таблица 5. Р-Т-параметры метаморфизма метагаббро и метадолеритов тектонической системы Кермадек

Образец Состав амфибола Т,°С Р, кбар Амфибол Состав плагиоклаза

хМа

Н17-23/1 0,839 0,874 1,964 470 <1 МЕ-НЬ А"я,б (ядро)

0,811 1,171 1,966 530 1,2 Мв-НЬ А"з8,7 (край)

Н17- 0,424 0,380 2,149 370 <1 Ис-Асг

23/13

Н17-6/2 0,786 0,804 1,839 455 1,8 мг-нь АП62 (ядро)

0,778 0,344 1,837 370 <1 Ас! АП39 (кран)

Н17-6/12 0,655 0,506 1,899 400 <1 Ас1-НЬ АП54

Примечание. Обр. Н17-23/1, 6/2 - метагаббро; Н17-23/13 - метадолерит; Н17-6/12 - метабазальт.

Приведенное описание свидетельствует, что в амфиболовых сланцах и эпидотовых амфиболитах можно выделить реликтовые фазы исходных пород и новообразованные. К реликтам принадлежат основной плагиоклаз, ильменит и титанистая роговая обманка, а новообразования представлены актинолитом, актинолитовой и магнезиальной роговой обманкой, кислым плагиоклазом (вплоть до альбита), эпидотом, хлоритом, сфеном, реже пренитом, цеолитами и карбонатом. Принимая за равновесную ассоциацию парагенезис андезина Апц-46 и актинолитовой роговой обманки, по амфибол-плагиоклазовому геотермобарометру (Плюснина, 1983) оцениваем температуру метаморфизма в 520-570°С, а давление - в 2-3 кбар. Использование амфиболового геотермобарометра (Мишкин, 1994) свидетельствует о более сложной картине метаморфизма исходных габброидов. Четко различаются сравнительно низкотемпературные зеленосланцевые параметры метаморфизма (Т=325-460°С, Р<1 кбар, табл. 6), обусловленные, вероятно, океаническим метаморфизмом с участием флюида морского происхождения. Более высокие Р-Т-параметры метаморфизма (Т=460-540°С, Р=2,2-4,2 кбар), при которых формируются более глиноземистые актинолитовые и магнезиальные роговые обманки, связаны,' видимо, с субдукционньш метаморфизмом и превращением зоны Муссау в систему юная дуга-желоб. Обнаружение в метаморфизованных базитовых породах барруазита свидетельствует, что в зоне Муссау, как и в Идзу-Бонинском желобе субдукционньш метаморфизм обусловил формирование асоциациий глаукофансланцевой фации. Эти процессы сопровождались интенсивным тектоническим сжатием, приведшим к блоковому строению региона, развитию явлений катаклаза, милонитизации и бластеза.

С амфиболовыми сланцами и эпидотовыми амфиболитами тесно связаны аподиабазовые амфиболиты и метабазальты. В этих породах темноцветные минералы нередко полностью замещены

низкоглиноземистым актннолитом и реже кальциево-натриевым амфиболом - барруазитом (табл. 6, обр. В7-75/11; см. рис. 3), но характерно сохранение реликтового основного плагиоклаза.

Таблица 6. Р-Т-параметры метаморфизма амфиболовых сланцев и элидотовых амфиболитов зоны Муссау

Образец Состан амфибола Т,"С Р, кбар Амфибол Состав плагиоклаза

XMg Al'V ХСа

В7-83/30 0,691 0,133 1,851 325 <1 Act A»79

0,630 0,926 1,805 470 1,7 Mg-Hb

В7-83/32 0,700 0,732 1,905 450 1,0 Act-Hb АП65

0,733 0,792 1,847 450 1,7 Mg-Hb

0,778 1,431 1,864 600 4,5 Mg-Hb

В7-83/35 0,743 0,267 1,842 350 <1 Act AI>71

0,673 1,216 1,809 540 4,2 Tsch-Hb

В7-84/4 0,684 0,331 1,961 360 <1 Act Ап«(ядро)

0,695 0,805 1,935 460 <1 Mg-Hb A1143 (край)

В7-83/3 0,748 0,226 1,901 340 <1 Act Aii67 (ядро)

0,674 0,822 1,945 460 <1 Mg-Hb A1146 (край)

В7-84/1 0,723 0,495 1,701 390 1,6 Act Ans? (ядро)

0,612 0,975 1,859 480 2,2 Mg-Hb Ап.ц (край)

B7-84/I5 0,783 0,099 1,959 325 <1 Act А»44

0,713 0,676 1,889 430 1,0 Act-Hb

),703 0,998 1,869 500 2,3 Mg-Hb

В7-75/2 0,816 0,901 1,766 470 3,0 Mg-Hb АП51-57

В7-75/11 0,840 0,582 1,137 370 5,2 Bar

Примечание. Обр. В7-83/30, 83/32, 83/35, 84/4 - амфиболовый сланец; В7-83/3, 84/1, 84/15 - эпидотовый амфиболит; В7-75/2 - метагаббро; В7-75/11 - диабаз.

Реликты магматических структур и минералов сохраняются также в метабазальтах, претерпевших зеленосланцевый метаморфизм. В этих породах клинопироксен замещается актинолитом, хлоритом и эпидотом, а плагиоклаз - хлоритом, альбитом и иногда калиевым полевым шпатом.

Генетическое родство метаморфических пород, метаморфизованных габбро и диабазов зоны Муссау подтверждается сходным их составом и распределением в них литофильных элементов и элементов группы железа (Геология и петрология зон.., 1991). Все эти породы являются производными толеитовых расплавов, типичных для осевых зон срединно-океанических хребтов. Их объединяет низкая калиевость, низкие концентрации литофильных элементов, повышенные содержания иттрия, никеля, кобальта и хрома, что характерно для "примитивных" толеитовых магм.

1.6. Новогебридский желоб

Новогебридский желоб с запада и юга окаймляет Северо-Фиджийский задуговый бассейн, формирование которого началось примерно 8-10 млн

лет назад за счет распада единой островодужной системы, включающей желоб Витязя, дугу Новых Гебрид (Вануату), о-ва Фиджи, хребты Лау и Тонга (Moberly, 1971; Gill and Gorton, 1973; Falvey, 1978; Malahoff et al., 19S2; Auzende et al., 1988). Восточным продолжением Новогебридского желоба является зона разлома Хантер (рис. 6).

Рис. 6. Схематическая тектоническая карта Северо-Фиджийского бассейна (Price et al., 1990)

Активные спрединоговые хребты показаны двойными линиями, трансформные разломы - жирными линиями. Цифры в кружках: 1 -задуговые троги Вануату, 2 - разломная зона Хейзел-Хоум (Hazelliome), 3 - хребет Южная Пандора, 4 - Центральный хребет, 5 -Северная часть Центрального хребта, 6 - Восточный хребет, 7 -рааломная зона Фиджи. Прямоугольником обозначен район исследований 17-го рейса нис "Академик Александр Несмеянов" (1990 год). HI7-122, 123 - ст. драгирования на юге Северо-Фиджийского бассейна. Утолщенными стрелками показано современное движение Индо-Австралийской и Тихоокеанской плит.

Формирование Северо-Фиджийского бассейна происходило путем перемещения Новогебридского блока по направлению часовой стрелки и вращения о-вов Фиджи против часовой стрелки (Moberly, 1971). С возникновением Центрального спредингового хребта в центральной

част» Северо-Фиджийского бассейна (примерно 3 млн лет назад) начинаются интенсивные раздвиговые движения и формирование современной океанической коры, продолжающееся и в настоящее время. Как предполагают (Maillet et al., 19S9), Центральный хребет прослеживается в пределы подводного островодужного поднятия Новогебридской островной дуги и далее в зону разлома Хантер, с чем связано формирование здесь современных базхтьтов, сходных с MORB. Между 171° и 173° в.д. подводный хребет островной дуги разбит многочисленными правосторонними сдвигами, с движениями по которым связано формирование небольших бассейнов растяжения (pullapart basin; Rodgers, 19S0).

Подобная сложная история геодинамического развития СевероФиджийского бассейна обусловила многообразие и разновозрастность развитых здесь магматических и вулканических комплексов (Zlobin et al., 1993; Петрологические провинции., в печати). Наиболее древними образованиями южной части Новогебридского желоба являются породы офиолитовой ассоциации. Их формирование обусловлено, вероятно, тектоническими движениями при раскрытии Северо-Фиджийского бассейна. Возможно, что выведение офиолитовых образований на поверхность океанического дна происходило и позднее после начала спрединга в Центральном хребте, что подтверждается приуроченностью офиолитов к небольшим раздвиговым бассейнам. В меньшей степени их появление связано с островодужным магматизмом, в продуктах которого они встречаются в виде ксенолитов.

Офиолитовый комплекс включает полный набор основных и ультраосновных пород расслоенных массивов, а также ультраосновные породы некумудятивной (реститовой) природы. Последние представлены сильно деплетированными дунитами и гарцбургнтами, потерявшими до 30% легкоплавкой базальтовой составляющей. Среди магматических пород офиолитовой серии преобладают лерцолиты, верлиты, различные кумулятивные габбро и габбронориты. Подчиненное значение имеют пироксениты, вебстериты, троктолиты, кортландиты, образующие, вероятно, жильные тела среди расслоенного комплекса. Разрез офиолитовой серии завершается метадолеритами и метабазальтами, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой и цеолитовой фаций. Все магматические образования офиолитовой ассоциации геохимически сходны с интрузивными породами срединно-океанических хребтов.

Возраст офиолитовой серии не известен. На о-ве Пентекост в Восточной цепи о-вов Новых Гебрид известны доверхнемиоценовые (возможно эоценовые) серпентинизированные перидотиты и полосчатые амфиболиты, Р-Т-параметры метаморфизма которых отвечают нижним частям амфпболитовой фации. Их формирование связывается с тектоническими движениями по субширотной зоне Д'Антркасто (Дюбуа и др., 1978), восточным продолжением которой является разломная зона Хейзел-Хоум (см. рис. 6). Аналогичные метаморфические породы Соломоновых островов имеют эоценовый возраст и представляют собой тектонические блоки в серпентинитовом меланже (Дюбуа и др., 1978). Возможно, что перидотиты офиолитового комплекса южной части

Новогебридского желоба также имеют доверхнемиоценовый возраст, определяемый временем раскрытия Северо-Фиджийского бассейна.

Основной объем по драгированию кристаллического фундамента, проведенный в 17-м рейсе нис "Академик Александр Несмеянов" (1990 год) был сосредоточен в зоне стыка Новогебридской островодужной системы с разломом Хантер (рис. 7).

Рис. 7. Батиметрическая карта, морфоструктурные элементы и расположение станций драгирования в южной части Новогебридского желоба и зоне разлома Хантер

1 - станции драгирования, 2 - опробование прямоточной трубкой. Морфоструктурные элементы: 3 - осевая зона подводной островной дуги Вануату, 4 - ось южной части Новогебридского желоба, 5 - зона разлома Хантер, 6 - подводный вулкан Ильичева (Петрологические провинции.., в печати).

Метаморфизованные габброиды и ультраосновные породы подняты на внутреннем склоне Новогебридского желоба на станциях Н17-76-80, 82, 87 и 92. Ультраосновные породы в различной степени серпентинизированы вплоть до полного замещения первичных минералов серпентином. Реликтовые кристаллы оливина и ортопироксена дунитов и гарцбургитов иногда обнаруживают слабую обратную зональность, характеризующуюся увеличением концентрации

тугоплавких элементов (Сг, М§, N1) от центра к краям кристаллов, что подтверждает реститовую природу этих пород.

Среди основных пород расслоенных интрузивов преобладают габбронориты, оливин-клинопироксеновые и клинопироксен-амфиболовые габбро и метадолериты.

В составе габброноритов основная роль принадлежит плагиоклазу, который представлен Ап87-99 в оливинсодержащих и Анб5-88 - в безоливиновых разностях, и моноклинному пироксену (Хм8=0,76-0,90). В подчиненных количествах присутствуют ортопнроксен Е1176-79. оливин Ро76.79, бурая роговая обманка и тптаномагнетит. Плагиоклаз незначительно замещается карбонатом и цеолитами. Оливин интенсивно преобразуется в серпентин, а ортопироксен замещается баститом, тремолитом и реже тальком. По клинопироксену при днафторезе развиваются актинолит и актинолитовая роговая обманка. Позднемагматическая магнезиальная, эденитовая, чермакитовая и магнезиогастингситовая роговая обманка обрастает и частично корродирует кристаллы клинопироксена и, в свою очередь, замещается актинолйтом и актинолитовой роговой обманкой, реже хлоритом. По зонкам дислокаций в пироксенах образуется бесцветный актинолит в ассоциации с зеленой глиноземистой шпинелью.

В оливин-клинопироксеновых габбро, состоящих из оливина Ро82-84, клшюпироксена, плагиоклаза Ап^.юо и титаномагнетита, содержится небольшое количество автомагматической бурой роговой обманки, обрастающей и замещающей клинопироксен. При диафторезе они преобразуются в актинолит и хлорит. Амфибол-клинопироксеновые габбро отличаются отсутствием в их составе оливина, большей ролью первичного амфибола и более кислым составом плагиоклаза, который варьирует от Ал72_м до Али-«. Плагиоклаз интенсивно замещается пренитом, цеолитами, клиноцоизитом, реже хлоритом и альбитом. Клинопироксен и первичный амфибол замещаются актинолитом и иногда железистым актинолитом.

Среди метадолеритов различаются две разности: 1)метадолериты, в которых клинопироксен значительно преобразован во вторичные продукты (актинолит, актинолитовая роговая обманка), а плагиоклаз замещен смектитом и цеолитами; 2)метадолернты, в которых редко сохраняются реликты первичных минералов: они почти нацело замещены низкотемпературными продуктами.

В табл. 7 суммированы данные по составу амфиболов пород расслоенных интрузивов. Из нее видно, что диафторез этих пород отвечает условиям зеленосланцевон фации и характеризуется температурой 330-420°С и давлением <1 кбар (см. рис. 3). Эти параметры отвечают условиям океанического метаморфизма и осуществляются под влиянием флюида морского происхождения. Отсутствие проявлений глаукофансланцевого субдукционного метаморфизма на южном окончании Новогебридского желоба обусловлено тем, что здесь зона субдукции находится на начальной стадии формирования.

Таблица 7. Р-Т-параметры метаморфизма основных пород расслоенного комплекса преддуговой области южной части Новогебридского желоба

Образец Состав а.мфлбола Т,°С Р, кбар Амфибол Состав плагиоклаза

ХМ8 А1™ *Са

Н17- 0,689 1,148 1,730 530 5,0 \lg-Hb

76/67-11

0,660 0,857 1,784 470 2,6 Мг-нь

1117- 0,887 1,506 1,886 620 4,5 Ми-нь

78/31

0,917 0,140 1,985 330 <1 Тгст

Н17- 0,823 1,478 1,996 610 1,0 Ы-НЬ

78/51

Н17- 0,815 0,888 1,822 470 2,2 М8-НЬ

80/29

Н17-82/2 0,738 1,551 1,828 630 6,0 ТбсЬ-НЬ А144 (ядро)

0,806 1,009 1,724 500 4,0 Мг-нь Апя (край)

0,755 1,007 1,781 500 2,3 щ-нь

0,717 0,546 1,921 405 <1 Ас1-НЬ

0,792 0,252 1,734 350 <1 Аа

Н17- 0,815 1,362 1,888 570 3,5 м§-нь Ап99

92/25

0,882 0,693 1,888 425 <1 АсЬНЬ

Н17- 0,648 1,131 1,714 520 5,0 мг-нь Ап„

76/67-4

0,672 0,341 1,807 370 <1 Ас!

0,324 0,357 1,996 370 <1 Яе-Ас!

Н17- 0,871 0,502 1,824 400 1,0 А«-НЬ А»85

77/26

0,722 0,368 1,908 375 <1 Ас1

Н17- 0,760 0,843 1,631 460 4,0 \fg-Hb АП48

78/79-15

0,795 0,528 1,795 400 1,2 Ас1-НЬ

Н17- 0,781 0,580 1,675 400 2,0 Ас1-НЬ

92/71

0,832 0,444 1,628 380 1,8 Ас1

Н17- 0,606 0,446 1,884 380 <1 А« Ап53

92/96

0,533 0,403 1,881 370 <1 А«

Н17- 0,892 1,321 1,957 570 2,0 Ес1-НЬ

78/44

Примечание. Обр. Н17-76/67-11, 78/31, 78/51, 80/29, 82/2, 92/25 -габбронорит; Н17-76/67-4, 77/26 - амфибол-клинопироксеновое габбро; Н17-78/79-15, 92/71, 92/96 - метадолерит; Н17-78/44 - троктолит.

1.7. Выводы

Приведенный выше материал по минералогии, петрогеохиыии и Р-Т-условиям метаморфизма пород, драгированных в желобах и разломньгх зонах Западной Пацифики, позволяют сделать следующие выводы.

1. В глубоководных желобах метаморфические породы обнажаются на их островных склонах, ассоциируя с породами офиолитовых комплексов и продуктами островодужного магматизма. Среди метаморфических пород встречаются породы цеолитовой, зеленосланцевой, глаукофансланцевой и амфиболитовой фаций, что позволяет предполагать зональный характер метаморфических процессов в условиях океанической коры. Однако, доля глубокометаморфизованных пород среди драгированного к настоящему времени материала ничтожна.

Среди драгированных и полученных в результате глубоководного бурения метаморфических пород преобладают образования цеолитовой и зеленосланцевой фаций. В этих условиях в породах сохраняются реликты исходных структур и парагенезисов.

Цеолитовая фация характерна для верхшгх частей 2-го слоя океанической коры, сменяясь вниз по разрезу продуктами зеленосланцевого и, еще далее, ассоциациями эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, что устанавливается непосредственно в скважинах глубоководного бурения. Образования гранулитовой фации в глубоководных желобах и разломных зонах пока не обнаружены.

2. Метаморфические породы рассматриваемых структур несут признаки двух геохимических типов метаморфизма. Первый тип -океанический метаморфизм, аналогичный метаморфизму океанической коры срединно-океаничесю« хребтов, осуществляется с участием флюида морского происхождения и отвечает, в основном, условиям цеолитовой, зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций низкого давления. Этот метаморфизм характеризуется регрессивным температурным трендом и обычно сопровождается интенсивными метасоматическими преобразованиями исходных пород, геохимическая направленность которых зависит от положения метаморфизуемых пород в пределах океанической гидротермальной ячейки.

Наряду с обычным океаническим метаморфизмом для желобов и разломных зон характерны проявления собственно субдукционного метаморфизма повышенного давления (Р=4-8 и более кбар) и появление продуктов метаморфизма глаукофансланцевой и эклогит-глаукофансланцевой минеральных фаций. Этот метаморфизм обычно накладывается на минеральные ассоциации зеленосланцевого или эпидот-амфиболитового океанического метаморфизма и обусловлен резкой сменой в этих структурах режима растяжения на режим сжатия с началом процессов субдукции океанической плиты. Резкое понижение температурного фона в мантийном клине над зоной субдукции, интенсивные аккреционные явления и усиление потока восстановленных флюидов обусловливает формирование умеренно высокобарных ассоциаций глаукофансланцевой фации.

3. Подаем к поверхности пород глаукофансланцевых и эклогит-глаукофансланцевых ассоциаций может осуществляться различными способами. Для объяснения этих явлений были предложены различные тектонические модели (Enist, 1983, 1987, 1988; Dobretsov, 1991; Hsu, 1991). Моделируя условия устойчивости-неустойчивости в зонах субдукции, был получен механизм авторегуляции аккреционного клина и условия .устойчивости процесса субдукции (Dobretsov, Kirdyashkin, 1993). Изменение вязкости в зоне субдукции или возрастание внутреннего давления в результате закупорки зоны субдукции микроконтинентом или подводными горами обусловливает быстрый сброс давления и температуры в поднимающейся пластине, обеспечивая сохранность высокобарических ассоциаций (Добрецов, 1991, 1995). Другим механизмом выведения высокобарических парагенезисов к поверхности является их вынос из глубоких горизонтов коры мантийного клина над зоной субдукции при серпентинитовом диапиризме (Maekawa et al., 1992; Isliii et al., 1985; Bonatti, 1978; Isliii et al., 1992; Тарарин, 1994), хотя не исключено, что часть этих пород поступала в виде ксенолитов с поднимающимися расплавами, дающими основные и ультраосновные породы офиолитового комплекса, которые, как предполагают (Pearce et al., 1984), были сформированы в зоне преддужья Идзу-Бонинской и Марианской систем при спрединге только на начальных этапах субдукции до развития островодужного магматизма.

4. Широкое проявление в базальтоидах океанической коры процессов начального низкотемпературного метаморфизма с развитием смектитов и цеолитов (обычно с повышенным содержанием калия) является важным фактором, подготавливающим геохимически и минералогически вещество океанической коры к последующим метаморфическим преобразованиям, способствующих процессам "континентализации". Комплекс низкотемпературных минеральных фаз цеолитовой фации, обогащенных калием, обусловливает при последующем более высокотемпературном метаморфизме появление в породах биотита и светлых слюд, которые широко развиты, например, в эпидот-амфиболовых сланцах Идзу-Бонинского желоба.

5. Появление в составе океанического фундамента желобов и разломных структур метабазитов эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, возникающих при температуре 400-600°С на глубине 5-15 км, несомненно свидетельствует о поступлении этих пород с более глубоких горизонтов океанической коры, что возможно при глубокой ее эрозии или мощных процессах тектонического скучивания. Полагают, что амфиболиты в структурах океанической коры приурочены к ее наиболее глубоким частям, вероятно, к 3-ему слою, что находит свое подтверждение в том, что пока эти породы не обнаружены скважинами глубоководного бурения, проникающими лишь в верхнюю часть 2-го слоя. Это отчасти подтверждается результатами драгирования разлома Хизен, где в мощном блоке устанавливается четкая стратификация в расположении пород: в основании разреза вскрыты амфиболиты, далее перидотиты, затем габбро, долериты и, наконец, базальты (Кашинцев, Фрих-Хар, 1978; Лазько и др., 1984). Аналогичным примером

океанического метаморфизма, где наблюдаются метаморфические породы разной глубинности, является комплекс пород хребта Пальмер в Королевском троге, расположенном между Срединно-Атлантическим хребтом и Иберийским полуостровом (Добрецов и др., 1991, 1994; Добрецов, 1995). Эти разрезы в общем аналогичны относительно полным разрезам офиолитовых комплексов Полярного Урала, Западных Альп, Лигурид, Омана и др. Породы амфиболитовой фации (амфиболиты и гранатовые амфиболиты) в этих комплексах приурочены к подошвам тектонических покровов и формировались при их наиболее ранних перемещениях в земной коре.

2. МЕТАМОРФИЗМ В ЗОНАХ КОЛЛИЗИИ, ОБУСЛОВЛЕННЫЙ ПЕРЕМЕЩЕНИЕМ ОФИОЛИТОВЫХ МАСС

В пределах конвергентных окраин или систем дуга-желоб прослеживающихся в областях сходящихся континентальных и океанических плот, широко развиты аккреционные образования или сложные пакеты чешуй, включающие в себя офиолиты, серпентинитовый меланж, олистостромы, а также блоки метаморфических пород, тесно связанные с тектоническими процессами, обусловленными океаническим спредингом. Ведущее место среди вещественных комплексов, развитых на конвергентных окраинах, принадтежит офиолитам, которые обычно метаморфизованы в условиях низкого давления, низких или умеренных температур. В них четко проявляется температурная зональность, выражающаяся в увеличении температуры сверху-вниз по ненарушенному разрезу офиолитового комплекса. Как отмечают многие исследователи, этот метаморфизм соответствует низкобарическому типу, а изменения пород происходят в интервале температур от цеолитовой до эшщот-амфиболитовой или амфиболитовой фации.

Со многими офиолитовыми комплексами тесно ассоциируют метаморфические породы, отличающиеся от офиолитовых как по условиям метаморфизма, так и по составу исходных пород. Этот метаморфизм получил название "метаморфическая подошва" (Добрецов, 1995). Типичными примерами этого метаморфизма являются метаморфические комплексы в подошве офиолитовых образований массива Семайл в Омане, залива Бей-оф-Айлендс (о. Ньюфаундленд), Кемпирсайского и Войкарского массивов на Урале. В подошве офиолитовых пластин этих комплексов прослеживается четкая структурная граница, ниже которой наблюдаются зоны метаморфического преобразования пород с последовательным понижением степени метаморфизма с удалением от подошвы офиолитов. К этому же типу метаморфических комплексов принадлежат метаморфические породы аккреционных призм о. Карагинский и п-ова Озерного Восточной Камчатки.

2.1. Метаморфический комплекс о. Карагииский (Восточная Камчатка)

Остров Карагииский имеет сложное покровно-скпадчатое строение, обусловленное коллизионным взаимодействием офиолитовых масс и островодужных образований при компенсации спрединга в осевой части Командорской котловины в конце среднего олигоцена - среднего миоцена (Богданов, 19S8; Богданов и др., 1982; Чехович и др., 1989, 1990; Брагин и др., 1986; Кравченко-Бережной, 1989; Kravchenko-Berezlmoy and Nazimova, 1991; Тарарин и др., 1993). Наиболее высокое структурное положение занимают тектонические пластины позднесенонских островодужных отложений, ниже которых располагаются сложно дислоцированные офиолитовые чушуи и серпентинитовый меланж (Kravchenko-Berezlmoy and Nazimova, 1991; Чехович и др., 1990). Наиболее низкое положение занимают пластины интенсивно дислоцированных палеогеновых терригенных пород и осадочного меланжа, обнажающихся в юго-восточной части острова. Эти отложения являются составной частью палеогеновой аккреционной призмы (Чехович и др., 1990). Вся северо-западная часть острова сложена вулканогенно-молласоидным комплексом эоцена и молласовым комплексом среднего миоцена (Чехович и др., 1990).

Выходы офиолитового комплекса формируют три параллельные полосы в осевой части острова, протягивающиеся более чем на 60 км от мыса Голенищева на севере до мыса Урилл на юго-западе. Метаморфические породы образуют вытянутые тела длиной в несколько километров и шириной до 1,5 км, приуроченные к основанию габбро-гипербазитовых пластин офиолитового комплекса, или слагают разрозненные блоки среди серпентинитового мелашка (рис. 8).

Возраст метаморфических пород точно не установлен. Находки альб-сеноманских и кампан-маастрихтских радиолярий в породах кремнисто-вулканогенного комплекса, перекрывающего офиолитовые образования, подтвердили доверхнемеловой возраст метаморфических пород (Брагин и др., 19S6). Радиоизотопные К-Аг определения, варьирующие от 30±5 млн лет до 67+5 млн лет, отражают, видимо, различные этапы формирования и преобразования метаморфических пород.

Метаморфические сланцы - полосчатые и массивные породы с тонкоплитчатой отдельностью. Исходными породами служили алевритовые и алевро-пелитовые туфы основного состава, содержащие тонкие прослои туфо-силицитов. Среди метаморфических образований низов разреза преобладают эпидот-плагиоклаз-амфиболовые сланцы, среди которых отмечаются маломощные прослои эпидот-биотит-амфибол-плагиоклазовых, амфибол-плагиоклазовых сланцев и хлорит-амфибол-эпидотовых кварцитов (Тарарин и др., 1993).

Эпндот-амфибол-плагиоклазовые и более меланократовые плагиоклаз-эпидот-амфиболовые сланцы содержат порфиробласты плагиоклаза и амфибола размером до 0,5-1,0 мм (реже до 3-8 мм). Главным минералом сланцев, нередко составляющим около половины объема породы, является зеленая роговая обманка, субпараллельно ориентированные

удлиненные кристаллы которой располагаются среди агрегата мелких (от тысячных долей миллиметра до 0,1-0,2 мм) зерен кислого плагиоклаза и кварца. В подчиненных количествах присутствуют биотит, хлорит, кварц, ильменит и сульфиды (обычно пирит и пирротин).

Рис. 8. Геологическая карта центральной части о. Карагинский (составлена с использованием материалов: В.Д.Чехович и др., 1990; С.А.Мельникова, Б.К.Долматов, 1973)

1 - молассоидный комплекс Рз-Г^ (песчаники, алевролиты, гравелиты, конгломераты); 2-4 - флишоидный комплекс Р2_з: 2 - нерасчлененные отложения (алевролиты, песчаники, конгломераты, туфы, туфобрекчии), 3 - аргилл!ггы, алевролиты, песчаники, 4 - алевролиты, песчаники; 5 - осадочно-вулканогенный комплекс К2-Р1-2 (базальты, реже андезиты, туфы, туфобрекчии, туффиты, алевролиты); б -кремнисто-вулканогенный комплекс К2 (базальты, брекчии, туфы, туфогравелиты, кремнистые породы); 7-11 - офиолитовый комплекс: 7 - метаморфические породы (основные и зеленые сланцы, кваршпы, ортоамфиболиты), 8 - диабазы, 9 - кварцевые диориты, 10 - габбро и метагаббро, 11 - серпентиниты и серпентннизированные гарцбургиты; 12 - точки наблюдений.

В составе метаморфических пород, возникших за счет исходных интрузивных и жильных образований (долеритов и габбро-долеритов), клинопироксен нацело преобразован в зеленую роговую обманку и актинолит, а плагиоклаз аньбитизирован и замещается хлоритом, пренитом и карбонатом. В подчиненных количествах встречаются первичная бурая роговая обманка, ортоклаз, сфен и бурая шпинель (алюмохромит).

Плагиоклаз слагает мелкие агрегаты в основной массе, реже встречается в виде порфиробластов размером до 1-2 мм и представлен олигоклазом Aii^s в эпидот-амфиболовых сланцах и альбитом в зеленых сланцах.

Зеленая роговая обманка образует крупные кристаллы и обычно оптически зональна. Центральные части крупных зерен и узкие краевые каймы сложены актинолитом, а вся остальная часть кристаллов по составу отвечает чермакитовой, феррочермакитовой и магнезиальной роговой обманке (Тарарин и др., 1993). Во многих кристаллах амфибола наблюдается пятнистая окраска - чередование зон актинолита и роговой обманки. Иногда в ядрах амфиболовых кристаллов отмечаются реликтовые участки бурой позднемагматической магнезиальной роговой обманки.

Эпидот, как и амфибол, характеризуется зональным строением; центральные части зерен имеют более высокие содержания железа, чем краевые, что свидетельствует о прогрессивной направленности процессов метаморфизма (Miyashiro and Seki, 195S).

Хлорит повсеместно присутствует в сланцах, образуя обособления или отдельные выделения, нередко в ассоциации с эпидотом и является минералом, возникшим частично на ранних стадиях метаморфизма, частично - при диафторезе на регрессивной стадии преобразования пород.

Биотит-амфибол-плагиоклазовые сланцы (обычно с эпидотом) отличаются от эпидот-амфибол-плагиоклазовых пород присутствием заметных количеств биотита (до 10-15%). Преобладающим минералом этих пород является магнезиальная роговая обманка. В некоторых образцах отмечается небольшое количество калиевого полевого шпата.

В верхних частях разреза метаморфического комплекса, где метаморфизм не превышает уровня зеленосланцевой фации, в сланцах совместно с альбитом, актинолнтовой роговой обманкой или актинолитом и эпвдотом присутствует заметное количество хлорита, равновесного с этими минералами. Как правило, зеленые сланцы -порфиробластические породы, отличающиеся от основных сланцев более низкотемпературными парагенезисами и тонкозернистым строением.

Кварциты и кварцитовидные сланцы типичны только для верхних частей метаморфического разреза. Это полосчатые породы, в которых преобладают полоски кварцевого состава, чередующиеся с более тонкими полосками, в которых в различных сочетаниях присутствуют хлорит, карбонат, мусковит, актинолит или актинолитовая роговая обманка, плагиоклаз, эпидот и реже биотит. Степень метаморфизма пород не превышает фации зеленых сланцев.

Часть метаморфических пород обладает повышенной концентрацией Ыа20, что обусловлено, вероятно, проявлением процессов натрового метасоматоза (спилитизации), которые проявляются в породах чрезвычайно неравномерно, отражая, видимо, этап океанического метаморфизма исходных пород в условиях морского бассейна, когда неравномерность низкотемпературного метаморфизма и метасоматоза определяется в основном кинетическими факторами п структурно-текстурными особенностями пород.

Среди метаморфических образований острова четко выделяются два петрохимических типа (Тарарнн и др., 1993). Породы первого типа обладают повышенными содержаниями ТЮ2, Сг, У и пониженными концентрациями литофильных элементов. На петрохимических диаграмах ТьУ и Т1-Сг точки состава этих пород приурочены к полям базальтов срединно-океанических хребтов, обладая трендами дифференциации толеитовых серий. Породы второго петрохимического типа, преобладающие среди метаморфических образований, характеризуются пониженными концентрациями ТЮ2, иттрия, фемафильных компонентов и повышенными (и даже высокими) содержаниями литофильных элементов. Эти петрохимические особенности позволяют относить рассматриваемые породы к образованиям известково-щелочной серии островных дуг.

Минеральные ассоциации метаморфических пород острова, включающие плагиоклаз, амфибол, эпидот, позволяют для оценки Р-Т-параметров метаморфизма использовать НЬ-Р1 геотермобарометр (Плюснина, 1983), НЬ геотермобарометр (Мишкин, 1994) и Р1-НЬ геобарометр (Ферштатер, 1990). Полученные данные свидетельствуют, что метаморфизм исходных пород острова происходил в несколько этапов (табл. 8).

Наиболее ранний этап метаморфизма, имеющий океаническую природу, обусловил формирование парагенезиса альбита с хлоритом и актинолитом и фиксируется по ядрам актинолита зональных кристаллов амфибола. Этот метаморфизм, отвечающий условиям фации зеленых сланцев (Т=305-365°С; Р<1 кбар), протекал при активном участии нагретой морской воды, сопровождаясь неравномерным натровым метасоматозом.

Главный этап метаморфизма имеет субдукционную природу ("метаморфическая подошва") и происходил в процессе перемещения гипербазитовых пластин при олигоценовой аккреции. Этот метаморфизм обнаруживает обратную температурную зональность, снижаясь с удалением от контакта с основанием ультраосновных тел от нижних частей амфиболитовой фации (Т=520-560°С; Р=3,7-5,1 кбар; табл. 8, см. рис. 3) до зеленосланцевой фации (Т=450-490°С; Р=3,0-3,2 кбар; табл. 8). В этот этап в сланцах формируется парагенезис чермакитовой или магнезиальной роговой обманки с плагиоклазом АП|8_25 и эпидотом. По степени сохранности реликтов раннего (океанического) метаморфизма о. Карагинский является классическим среди ореолов в основании офиолитовых аллохтонов.

Таблица 8. Р-Т-параметры метаморфизма пород метаморфического комплекса о. Карашнский

Образец Минеральная ассоциация Этапы метаморфизма

1 _, 11 Ш

Т| Р| Т, К |т, ! ^ 1 Р* Т| |Р|

1304/7 Р1-Ер-НЬ 305 <1 560 4,8 520 7,8 7,5

1304/8 Р1-Ер-НЬ 320 <1 :»:> 5,1 525 ',<> 7,5

1322/3 Р1-Ер-НЬ 320 <1 550 3,8 525 5,0 4,5

1304/2 Ер-НЬ-Р1 360 <1 540 4,7 520 7,0 360 <1

1320/13 Ер-НЬ-Р! 310 <1 540 4,2 520 6,0 5,0

1321 11Ь-Р1 340 <1 530 4,9 515 8,0

1303/1 СЫ-Ер-НЬ-Р1 340 <1 520 3,7

1333/6 СЫ-Ер-ПЬ-Р1 335 <1 490 3,1 4Я0 4,7 3,8

1314 Ог-Ер-Р1-НЬ 510 4,8 520 6,5 365 <1

Примечание. Т! и Р> определено по эмпирическому амфиболовому геотермобарометру (Мишкин, 1994); Т2 и Р2 - по экспериментальному амфибол-плагиоклазовому геотермобарометру (Плюснина, 1983); Р3 - по плагиоклаз-амфиболовому геобарометру (Ферштатер, 1990).

Локально в метаморфических породах проявлен диафторез (Т=330-350°С; Р<1 кбар; см. рис. 3), одновременный с зеленокаменным изменением островодужных вулканитов позднего мела.

Сонахождение в составе метаморфических образований острова пород с петрохимическими характеристиками океанических и островодужных серий обуслоыено, вероятно, тектоническим сближением формаций, принадлежащих различным геодинамическим обстановкам, что свойственно только аккреционным структурам. Возможно, исходные породы метаморфического комплекса сформировались на восточном краю Вывенско-Ватынской островодужной системы, где в позднем мелу происходило образование вулканитов, обнаруживающих сходство с толеитами спрединговых зон и с толеитами энсиматических островных дуг (Чехович и др., 1990). Позднее, в олигоцене при скучивании блоки этих пород были тектонически совмещены с фрагментами океанической коры и островодужными комплексами Говенско-Карагинской островодужной системы, сформировав крупную аккреционную призму. Время формирования аккреционной призмы охватывает, вероятно, большую часть палеогена (Чехович и др., 1990).

2.2. Метаморфические породы восточной части полуострова Озерного (Восточная Камчатка)

Более высокотемпературные метаморфические образования в подошве гипербазитовых пластин наблюдаются в восточной части п-ова Озерного Восточной Камчатки (Герман, Мельникова, 1975; Тарарин, Бадрединов, 1989). Эти породы обнажаются на побережье полуостоова в нижних течениях руч. Хавыв и 5-й Речки в виде тектонических блоков,

располагающихся в 40-45 км юго-восточнее Хавывенской возвышенности.

На руч. Хавыв метаморфические породы располагаются в основании аллохтон но и пластины серпентинитов среди кремнисто-вулканогенных образований позднего мела, обнажаясь в виде небольшого (около 0,1 км2) блока, ограниченного вертикальными тектоническими нарушениями. Разрез метаморфических пород представлен чередованием слоев (мощностью 2-5 м) меланократовых амфиболитов, гранатовых амфиболитов и кварцитов, среди которых преобладают меланократовые амфиболиты. Незначительно распространены клинопнроксен-амфибодовые основные сланцы и клинопироксенсодержащпе гранатовые амфиболиты. Общая видимая мощность метаморфических пород около 80 м. Участками породы претерпели интенсивный катаклаз и диафторез зеленосланцевой фации, обусловившие преобразование амфиболитов и гранатовых амфиболитов в эпидотовые амфиболиты и даже хлорит-эпидот-амфиболовые сланцы.

Меланократовые амфиболиты - массивные, реже полосчатые породы, в составе которых преобладает буровато-зеленая роговая обманка, составляющая до 70-90 объемн. %, а количество плагиоклаза не превышает 20-25%. Акцессории представлены сфеном и апатитом.

Гранатовые амфиболиты - полосчатые породы, характеризующиеся порфиробластовыми структурами. В их составе преобладает зеленая роговая обманка (50-60%), а другие минералы содержатся в подчиненных количествах: гранат - 5-25%, плагиоклаз - 0-30, кварц - 2-20, клинопироксен - 0-5, рутил и сфен - 1-3, апатит - до 1%.

Клинопироксен-амфиболовые основные сланцы - меланократовые полосчатые породы, состоящие из амфибола (до 60%), клинопироксена (35-40%), эпидота (до 5%), магнетита и апатита.

Данные по составу минералов амфиболитов и гранатовых амфиболитов приведены в (Тарарин, Бадрединов, 1989). Амфибол принадлежит к серии магнезиогастингситовой и ферропаргаситовой роговой обманки и характеризуется высокой глиноземистостью, обычно возрастающей к краевым зонам кристаллов. В этом же направлении увеличивается его железистость - от 50-53 до 58-60%. В краевых зонах кристаллов диафторированных разностей пород роговая обманка замещается железистым актинолитом.

Гранат гранатовых амфиболитов образует кристаллы величиной до 3-5 и более мм. Обычно его зерна разбиты трещинками на ряд фрагментов, залеченных эпидотом, а также содержат включения кварца и редкие вростки рутила. Гранат содержит 25-30% гроссулмра и обладает прогрессивной зональностью (от центра к краям зерен наблюдается рост содержаний пиропа и снижение количества спессартина).

Количество плагиоклаза сильно варьирует в породах и в большинстве случаев он замещен альбитом, фенгитом, реже пренитом и скаполитом. В неизмененных участках плагиоклаз отвечает составу олигоклаз-андезпна АП25-35-

В нижней части разреза метаморфических пород руч. Хавыв меланократовые амфиболиты сильно мигматизированы и содержат

маломощные жилки и обособления плагиогранитного состава. Среди жильного материала преобладают кварц и альбит, а эпидот, роговая обманка и мусковит содержатся в подчиненных количествах.

Реконструкция исходного состава амфиболитов п-ова Озерного с использованием петрохимических диаграмм (Мишкин, 19S1) позволяет предполагать первично вулканогенную их природу. По содержанию основных петрогенных и рассеянных компонентов амфиболиты п-ова Озерного сходны с метавулканитами верхней толщи Хавывенской возвышенности, что позволяет относить метаморфические породы п-ова Озерного и Хавывенской возвышенности к единому вулканогенному комплексу, испытавшему различный по температуре и давлению метаморфизм (Тарарин, Бадрединов, 1989). Часть пород п-ова Озерного, обладающих повышенными концентрациями Ti, Fe, Со, Ni и Cr при более низкой кремнекислотности, сформировались, вероятно, при метаморфизме субинтрузивных (силловых) залежей типа меланократовых габбро или долеритов.

Использование минеральных геотермобарометров (Мишкин, 1994; Плюснина, 1983; Перчук, 1973; Graham and Powel, 1984; Kolm and Spear, 19S9, 1990), показывает, что минеральные парагенезисы амфиболитов, гранатовых амфиболитов и кварцитов п-ова Озерного сформированы при температуре 550-630°С и давлении 5-7 кбар при процессах аккреции океанической коры в основании Валагинской островной дуги.

2.3. Выводы

Приведенные примеры метаморфических образований в коллизионных зонах, связанных с перемещением офиолитовых пластин, показывают, что в их подошвах прослеживается четкая граница, ниже которой наблюдаются зоны метаморфического преобразования пород с последовательным снижением степени метаморфизма с удалением от подошвы офиолитов. На о. Карагинский коллизионный этап метаморфизма, обусловленный олигоценовой аккрецией, обнаруживает обратную температурную зональность: Р-Т-параметры метаморфизма снижаются с удалением от контакта с основанием ультраосновных тел от нижних частей амфиболитовой фации (Т=520-560°С; Р=3,7-5,1 кбар) до зеленосланцевой фации (Т=450-490°С; Р около 3 кбар). Этот метаморфизм накладывается на более ранний океанический метаморфизм, который отвечает условиям фации зеленых сланцев (Т=305-365°С; Р<1 кбар), протекал при активном участии флюида морского происхождения и сопровождался неравномерной спилитизацией. В небольших блоках метаморфических пород на восточном побережье п-ова Озерного (южнее о. Карагинский) в подошве серпентинизированных гарцбургитов отмечается формирование более высокотемпературных амфиболитов и гранатовых амфиболитов, минеральные ассоциации которых отвечают температуре 550-630°С и давлению 5-7 и возможно более кбар.

В общем виде модель коллизионной зоны предложена в работах (England, Thompson, 1984; Willet et al., 1993; Добрецов, 1995), в которых

показано, что резкое увеличение мощности коры за счет надвиговых движений при коллизионных процессах обусловливает прогрев утолщенной коры, выравнивание температуры до новой равновесной геотермы и, соответственно, метаморфические преобразования субстрата. Н.Л.Добрецов (1995) считает, что все парагенезисы в ореолах "метаморфической подошвы" формируются при повышенном давлении в области устойчивости кианита. Полученные нами оценки Р-Т-параметров метаморфизма о. Карагинский к п-ова Озерного полностью подтверждают это заключение.

Способы выведения метаморфических пород к поверхности, градиенты метаморфизма и наклон изоград в ореолах "метаморфической подошвы" могут быть различными (Dewey, 19S8; Добрецов, 1995) и в значительной степени зависят от общей тектонической обстановки зон коллизии.

Для объяснения происхождения метаморфических пород в подошвах офиолитовых пласти, рассматриваемых обычно как результат обдукции горячей офиолитовой пластины по "разделительному надвигу" на океанические осадки и базальты (Coleman, 1977), предложены альтернативные модели. Некоторые петрологические особенности пород офиолитовых пластин, а также наблюдаемая иногда тесная ассоциация метаморфических пород "подошвы" с эклогит-глаукофансланцевыми комплексами позволили НЛ.Добрецову (Добрецов, 1995; Богданов и др., 1991) предположить, что эти образования являются частью короткоживущей и неоднократно смещавшейся зоны субдукции. Дальнейшее углубленное изучение и моделирование позволить дать однозначное объяснение этих процессов.

3. МЕТАМОРФИЗМ В ОСТРОВОДУЖНЫХ СИСТЕМАХ

Проблема образования и эволюции островных дуг относится к числу ключевых проблем в современной геологии, над решением которой работают геологи различных отраслей наук о Земле. Существующие представления об условиях и геодинамическом режиме возникновения и развития островодужных систем неоднозначны, однако в рамках как мобилистских, так и фиксистских концепций о формировании этих геоструктур признается первостепенное значение процессов магматизма и метаморфизма.

Формирование континентальной земной коры этих структур имеет определенную направленность через образование юных и развитых островных дуг к зрелым и активным континентальным окраинам андийского типа (Богатиков, Цветков, 19S8; Цветков, 1990; Богатиков и др., 1984, 1985; Петрология и геохимия.., 19S7). Ведущим процессом в этой эволюции является процесс возникновения и дифференциации островодужных известково-щелочных магм. Островодужный магматизм играет главную роль в перераспределении вещества в системе кора-мантия, обусловливая, в конечном итоге, общее раскисление материала земной коры. Эволюция магматизма островодужных систем, начиная с момента их возникновения с началом субдукции литосферных плит и до

превращения в сложно-дислоцированные горно-складчатые сооружения, имеет отчетливо направленный характер магматических и метаморфических процессов (Маракушев, 19S2, I9S8; Маракушев и др., 1971, 1976; Богатиков, Цветков, 1988; Цветков, 1990; Богатиков и др., 1984, 1985). Эта направленность обусловливает формирование специфических по составу ассоциаций интрузивных и вулканических пород, которые служат индикаторами последовательных стадий преобразования земной коры и верхней мантии в течение островодужного процесса.

Метаморфические проявления в островодужных системах очень разнообразны как по составу и Р-Т-условиям метаморфизма, так и по геодинамическому режиму формирования. Они представлены крупными метаморфическими зонами, нередко обладающими зональностью метаморфизма и сформированных над термальными антиклиналями при коллизионных явлениях, контактово-реакционньши образованиями, возникающими в контактовых ореолах различных по составу и возрасту плутонических пород собственно субдукционного доколлизионного этапа, и метаморфическими образованиями коллизионных зон, связанных с перемещением офиолитовых масс. Рассмотрим на конкретных примерах эти типы метаморфических комплексов островодужных систем.

3.1. Зонально-метаморфические комплексы, связанные с термальными куполами

В складчатых поясах, возникающих при столкновении (коллизии) континентальных плит и островодужных систем, в ходе скучивания и утолщения коры, восходящие флюидно-тепловые потоки обусловливают резкое повышение первоначального геотермического градиента, равного 10-15 град/км, до 70-90 град/км и формирование зональных метаморфических комплексов (Кориковский, 1995). Как полагают, типичные коллизионные метаморфические пояса формируются при Р=2-8 кбар с максимальным перепадом температур от 300 до 700-750°С (Кориковский, 1995). Геодинамические модели этих процессов довольно детально разработаны (Артюшков, 1993; England, Thompson, 1984; Thompson, England, 1984; Baker, 1987; Dewey, 1988; Hodges et al., 1993).

Типичным зонально-метаморфическим комплексом, сформированным в мезозойское время, является Срединнокамчатский кристаллический массив.

3.1.1. Срединнокамчатский массив

В современной структуре Камчатки выделяются протяженные вулканические пояса: Западно-Камчатский, Центрально-Камчатский и Восточно-Камчатский, из под отложений которых в приподнятых блоках обнажаются структуры основания (рис. 9).

Рис. 9. Геологическая схема Центральной и Восточной Камчатки (Аккреционная тектоника.., 1993)

1 - метаморфические образования докампанского и раннегкыеогенового возраста, нерасчлененные; 2 - меловые-нижнепалеогеновые образования: а - Восточной Камчатки, б -Центральной Камчатки; 3 - сложные террейны Восточных полуостровов Камчатки; 4 - верхнемезозойские и кайнозойские образования Западной Камчатки, нерасчлененные; 5 - Центрально-Камчатский вулканический пояс (Рз-О); 6 - Восточно-Камчатский вулканический пояс (N2-0); 7,8 - кайнозойские терригенные отложения Центрально-Камчатского грабена (7) и Тюшевского прогиба (8); 9 - основные разломы: а - установленные, б -предполагаемые; 10 - предполагаемое положение под кайнозойскими отложениями контакта (надвига) между меловыми осадочно-вулканогенными и терригенными комплексами; 11 - коллизионный шов; 12 - скважины глубоководного бурения и их номера.

Римскими цифрами обозначены неоген-четвертичные блоковые поднятия мелового фундамента Восточной Камчатки: 1 - Камчатского Мыса, II - Кроноцкое, III - Вахильское, IV - Южно-Валагинское, V -Северо-Валагинское, VI - Тумрокское, VII - Кумрочское, IX -Карагинское, X, XI - покровные зоны Центральной Камчатки: X -Камчатского перешейка, XI - восточного обрамления Срединнокамчатского массива.

Вся структура региона рассечена Центральнокамчатским грабеном или рифтом (Геология СССР, 1964; Очерки тектонического.., 1987; Аккреционная тектоника.., 1993), протягивающимся через весь полуостров. Состав и строение фундамента вулканических поясов позволяет выделить несколько тектонических зон (Аккреционная тектоника.., 1993).

В Западно-Камчатской зоне широко распространены преимущественно терригеиые породы мелового возраста, среди которых найдены нижнемеловые и средне-верхнеюрские образования (Бондаренко, Соколов, 1990; Богданов и др., 1991). В юго-западной части Камчатки выделяется крупный (200x30-40 км) блок метаморфических пород (Срединнокамчатский массив), возраст которого и положение в общей структуре давно дискутируются. К востоку от Срединнокамчатского массива широко развиты меловые образования, слагающие пакеты аккреционных чешуй (Аккреционная тектоника.., 1993). Их контакты с метаморфическими породами тектонические, иногда надвигового характера. Севернее меловые отложения перекрываются полого залегающими покровами вулканитов Центрально-Камчатского пояса и терригенными толщами кайнозоя.

Строение Восточной Камчатки резко отличается от ее центральной части. Здесь распространены отложения кайнозоя, среди которых в поднятиях обнажаются сложно дислоцированные меловые породы, нередко имеющие чешуйчатое или покровное строение (Зинкевич и др., 1990; Аккреционная тектоника.., 1993).

Сходные с меловыми образованиями Центральной и Восточной Камчатки комплексы прослеживаются далее на север, в южной части Корякского нагорья, где они образуют тектонические покровы, состоящие из океанических (альб-кампан) и островодужных (маастрихт-нижний палеоген) ассоциаций (Некрасов, 1976; Некрасов и др., 1971; Александров и др., 1980; Алексеев, 1979; Богданов и др., 1982; Казимиров и др., 1989; Соколов, 1992; Аккреционная тектоника.., 1993).

На ранних этапах исследований метаморфические образования Срединнокамчатского массива рассматривались как выходы древнего докембрийского фундамента (Харкевич, 1940; Щербаков, 1938, 1940; Дьяков, 1955; Мокроусов, 1959, 1961; Геология СССР, 1964; Марченко, 1975; Смирнов, Марченко, 1976). Позднее М.МЛебедев (Лебедев, Бондаренко, 1962; Лебедев, 1967; Lebedev et al., 1967) обратил внимание на постепенные переходы от глубокометаморфизованных пород к слабо метаморфизованным, прийдя к выводу об отсутствии в массиве домеловых отложений. Более поздние исследования (Тарарин, 1979, 1988; Тарарин, Авченко, 19S3; Ханчук, 1983, 1985; Шульдинер, Ханчук, 1980; Шульдинер и др.., 1987; Бондаренко и др.., 1993; Виноградов и др.., 1988, 1991; Зинкевич и др.., 1994; Виноградов, Григорьев, 1994) показали, что среди неоднородно и неоднократно метаморфизованных пород встречаются и домеловые образования. Ряд наблюдений (Ханчук, 1985; Шульдинер и др., 19S0; 1987) свидетельствуют, что выступ метаморфических пород является сложно построенной структурой,

испытавшей неоднократные тектонические и метаморфические преобразования. Эти данные позволили А.И.Хацчуку (1983, 1985) сделать вывод о принадлежности Срединнокамчатского массива к краевой части Охотоморской плиты, испытавшей в мезозое глубокую тектоно-магматическую и метаморфическую переработку. Однако этот вывод не бесспорен и подвергается сомнению (Рихтер, 1995).

Стратиграфия, возраст метаморфизма и возраст исходных пород. В настоящее время большинство исследователей признают доверхнемеловой возраст метаморфических образований

Срединнокамчатского массива и выделяют несколько этапов метаморфизма в истории его развития.

Метаморфический комплекс массива достигает мощности 6 км и включает два доверхнемеловых структурных яруса. Нижний условно позднепалеозойско-раннемезозойского возраста представлен первично вулканогенно-граувакково-глинистыми породами колпаковской серии, а отложения верхнего яруса, несогласно залегающие на нижнем, сложены терригенно-вулканогенными породами малкинской серии условно мезозойского возраста.

Коллаковская серия состоит из трех толщ (Тарарин, 1988, 1989). Наиболее полно они обнажаются в пределах Хангарского купола. Нижняя толща (мощностью около 2 км) сложена высокоглиноземистыми кианит-гранат-биотитовыми и гранат-биотитовыми плагиогнейсами и мигматитами, содержащими единичные тела, прослои и будины амфиболитов, основных кристаллосланцев, известково-силикатных пород и метагипербазитов. В ядрах некоторых гнейсово купольных структур значительное развитие получают сшишманит-бпогпг-ортоклазовые гнейсы и мигматиты. В составе средней толщи (мощностью 0,9 км) основную роль играют биотитовые и гранат-биотитовые плагиогнейсы и мигматиты при резко подчиненном количестве кианитсодержащих пород и амфиболитов. Разрез колпаковской серии завершается отложениями верхней толщи, состоящей из чередования амфиболитов и гранатовых амфиболитов, клинопироксен-амфиболовых основных сланцев, гранат-биотитовых и гранат-биотит-амфиболовых кварцитов и плагиогнейсов, кианит-гранат-слюдисгых (±ставролит) плагиогнейсов и кристаллических сланцев. Специфический состав верхней толщи придает ей важное значение для стратиграфического расчленения и корреляции метаморфических образований массива.

Наиболее представительный разрез малкинской серии обнажен в истоках р. Крутогорова (рис. 10), где на размытой поверхности гранитоидов Крутогоровского массива, прорывающего отложения колпаковской серии, несогласно залегают (снизу-вверх) шихтинская, андриановская, хейванская и химкинская свиты.

К основанию шихтинской свиты (выделенной А.И.Ханчуком, 1985), сложенной гранат-слюдистыми (±ставролит) кристаллическими сланцами, приурочен маломощный (до 1,5 м) горизонт метадресвяников и метагравелитов с галькой подстилающих гранитоидов и пород колпаковской серии.

¡и/ ЕЭг ШПз Щи ЕЕк ^ 121Ъ ^2//

йЗ/2 ЕЕЗи Н« ЕЕ!«

Рис. 10. Схематическая геологическая карта истоков р. Крутогорова (северная часть Срединнокамчатского массива)

1 - современные аллювиальные отложения; 2 - древнечетвертичные пемзы и туфы вулкана Хангар; 3-7 - малкинская серия: 3 -химкинская свита - зеленые сланцы, метакварциты, метапесчаники, 4 - хейванская свита - филлиты, кристаллосланцы, метапесчаники, аспидные сланцы, 5-6 - аидриановская света: 5 - амфиболиты и эпидотовые амфиболиты, амфиболовые сланцы, метаультрамафиты, базальные псефитовые метатуфы, 6 - кристаллосланцы, 7 -шихтинская свита - кристаллосланцы, базальные метадресвяники, метагравелиты; 8 - колпаковская серия - слюдистые сланцы; 9 -лавкинский (=перевальный) интрузивный комплекс - гранодиориты и гранодиорит-порфиры; 10 - дукукский интрузивный комплекс -габброиды, диориты, гранатовые диориты; 11 - Крутогоровский массив - гнейсированные граниты, гранодиориты, реже тоналиты; 12 -зоны, обогащенные сульфидной минерализацией; 14 - тектонические нарушения: 15 - элементы залегания: а) слоистости, б)полосчатости, гнейсовидности; 16 - точки наблюдений.

Шихтинская свита не выдержана по простиранию (максимальная ее мощность здесь около 150 м), нередко выклинивается, и тогда на поверхности гранитоидов непосредственно залегают метавулканиты андрнановской свиты. Последняя представлена амфиболитами, эпидотовыми амфиболитами, амфиболовыми и хлорит-амфпболовыми (±серпентин) основными сланцами - продуктами метаморфизма основных и ультраосновных вулканитов и их субвулканических аналогов при резко подчиненной роли терригенных пород. Мощность свиты в данном разрезе 130 м и постепенно возрастает в западном направлении до 750 м.

Хейванская свита в истоках р. Крутогорова имеет мощность около 500 м и состоит из апопелитовых и меньше апоалевритовых и апопсаммитовых пород - гранат-слюдистых и слюдистых кристаллосланцев, филлитов, метапесчаников и аспидных сланцев.

Химкинская свита характеризуется резкой фациальной изменчивостью состава. Чаще всего она представлена чередованием основных и средних вулканитов (в основном туфов) с кремнисто- и осадочно-вулканогенными породами, превращенными в различные зеленые сланцы. На некоторых участках массива в составе отложений свиты преобладают ультраосновные вулканиты (Тарарин, 1981), что позволило А.И.Ханчуку (19S5) выделить их в самостоятельную алисторскую свиту, являющуюся фациальным аналогом химкинской свиты. Стратотип алисторской свиты наблюдался на водоразделе рек Алистор и Стопольник (правые притоки р. Колпакова). Выходы свиты прослеживаются и далее к югу на западных и восточных склонах Срединного хребта, в бассейнах рек Квахоны, Средней Воровской, Правой Коли, Немтик, Пымты и Правого Лунтоса.

В состав химкинской свиты условно отнесены терригенно-вулканогенные образования квахонской свиты, в верхних частях которой наряду с основными и средними вулканитами наблюдаются прослои туфов дацитов. А.И.Ханчук (1985) считает, что квахонская свита принадлежит к более молодым образованиям, несогласно перекрывающим малкинскую серию. По моему мнению, выходы квахонской свиты, известные только в одном районе массива, являются отложениями отдельного вулкана центрального типа, извержения которого были одновременны с формированием химкинской свиты и где в результате более полной магматической дифференциации базитового расплава сформировались как основные, так и более кремнекислые вулканиты.

Метаморфические образования Срединнокамчатского массива перекрыты меловыми отложениями, развитыми в основном в его обрамлении. К западу от массива преобладают терригенные отложения кихчской серии турбидитового типа, на востоке - одновозрастные с ней вулканиты ирунейской и кирганикской свит, входящие в состав позднемеловой Ачайваям-Валагинской вулканической дуги (Шапиро, 1995) или Ирунейско-Олюторского островодужного террейна (Ханчук, 1993). Кнхчская серия состоит из переслаивания слабо

метаморфизованных песчаников и глинистых сланцев, содержащих пласты и линзы внутриформационных конгломератов и гравелитов. В бассейне р. Платонич отложения кихчской серии несогласно залегают на вулканитах квахонской свиты, имея в основании маломощную толщу конгломератов. На основе радиоляриевого анализа возраст верхней части серии (хозгонская свита) определяется как средний-поздний кампан (Шапиро и др., 1986). Ируиейская свита сложена преимущественно метаморфизованными в условиях фации зеленых сланцев вулканомиктовыми и кремнисто-глинистыми отложениями. В подчиненном количестве присутствуют лавы базальтов и андезито-базальтов, а также дайки и силлы субщелочных пород. Свита содержит комплекс радиолярий, которые свидетельствуют о кампан-маастрихтском ее возрасте (Шапиро и др., 1986). Кирганикская свита включает грубообломочные туфогенные породы и лавы среднего и основного состава, среди которых выделяются субщелочные и щелочные разновидности. Геологические данные свидетельстуют, что кирганикская свита является фациальным аналогом ирунейской свиты, представляя скорее всего, фации верхней ее части (Ротман, 1961; Марченко, 1961; Шапиро и др., 1986). Бентосные фораминиферы в породах кирганикской свиты позволяют датировать ее возраст как маастрихтский (Поздеев, Петрина, 1984).

Контакты ирунейской свиты с более древними образованями Срединнокамчатского массива в основном тектонические. Это мощная зона дробления и рассланцевания пород, к которой приурочены пластовые тела гарцбургитов, габброидов и монцонитов. Почти повсеместно породы свиты надвинуты на запад на более древние отложения. Аналогичные соотношения отмечаются и в Корякском нагорье, где ватынская серия - возрастной и формационный аналог ирунейской свиты - по крупному Ватынскому надвигу перекрывает меловые толщи (Митрофанов, 1977; Шапиро и др., 1986).

Возраст основных стратиграфических подразделений массива является предметом острых дискуссий. Большинство исследователей, мнение которых суммирование в 31 томе "Геологии СССР" (1964) и "Геологической карте Камчатской области" (1976), относит породы колпаковской серии к докембрийским образованиям, основываясь на характере метаморфизма ее отложений и сопоставления с подобными комплексами других регионов Дальнего Востока. Однако, новейшие ЯЬ-5г датировки свидетельствуют, что становление континентальной коры Срединнокамчатского массива связано с метаморфизмом вулканогенно-осадочных пород островодужного типа и приходится на раннемеловое, неокомское время (141±10 млн лет, Виноградов, Григорьев, 1994). Как считают эти авторы, в конце мелового-начале палеогенового времени породы массива были переработаны с образованием гранитогнейсовых куполов и формированием гранитоидов. Исходные отложения Срединнокамчатского массива сходны с верхнепалеозойско-мезозойскими разрезами Северо-Тайгоносской структурно-формационной зоны полуострова Тайгонос (Некрасов, 1971, 1976), однако имеют значительно меньшую мощность.

Эволюция интрузивного магматизма. Опираясь на литературные данные (Волынец и др., 1963, 1965, 1968, 1972; Прохоров, 1964; Оптические и петрохимические.., 1967; Флеров, Колосков, 1976; Ханчук, 1985), а также собственные наблюдения, интрузивные образования Срединнокамчатского массива разделены на следующие комплексы (Ханчук, 1985; Тарарин, 1988): крутогоровский (гранитный), дукукский кортланднт-норит-диоритовый, кольский тоналитовый,

левоандриановский дуннт-клинопнроксенит-габбро-монцонитовый (поздний мел), гольцовский диорит-гранодиоритовый (поздний мел), перевальный габбронорит-гранодиоритовый (миоцен).

Крутогоровский гранитный комплекс включает несколько небольших плутонов в северной части Срединнокамчатского массива. Наиболее крупным (около 100 км2) является Крутогоровский массив - субпластовое тело широтного простирания мощностью около 1 км. В составе массива преобладают биотитовые и гранат-биотитовые граниты и гранодиориты, а тоналиты встречаются значительно реже. Для гранитоидов характерны высокожелезистые темноцветные минералы, кислый плагиоклаз Аи22-2б и постоянное присутствие калиевого полевого шпата. Контактовые взаимооотношения крутогоровских гранитоидов с вмещающими породами колпаковской серии затушеваны интенсивными процессами метаморфизма, мигматизации и гранитизации в условиях амфиболитовой фации, охвативших как породы колпаковской серии, так и гранитоиды массива, обусловив формирование их гнейсовидной текстуры, локальную их мигматизацию и образование многочисленных жильных тел. Гнейсовидная текстура наиболее отчетливо проявляется в гранитоидах центральной части массива, а в краевых зонах затушевана из-за наложенных процессов катаклаза, бластеза и сопровождающего их кислотного выщелачивания. Кислотное выщелачивание обусловливает преобразование гранитоидов в сланцеватые гранат-слюдистые бласгокатаклазиты, содержащие значительные количества мусковита и фибролита. Петрохимический анализ свидетельствует, что гранитоиды массива обладают пониженной железистостью, калиевостью и общей щелочностью, с чем связано широкое развитие среди его жильных пород гранатовых, кордиеритовых и других высокоглиноземистых низкощелочных ассоциаций.

Дукукский кортланднт-норит-диоритовый комплекс объединяет ряд небольших (до 50 км2) плутонов в северной и южной частях Срединнокамчатского массива. Среди них наиболее крупными являются Кувалорогский, Дукукский и Пеницкий. Эти массивы состоят из кортландитов с вкрапленной и прожилково-вкрапленной медно-никелевой минерализацией, слагающих мелкие штоки и дайки первой фазы, и преобладающих амфиболсодержащих норитов второй фазы. В строении массивов значительную роль играют гранатсодержащие диориты и габброиды, формирующиеся из гибридного габброидного расплава, контаминированного вмещающим терригенным материалом (Щека, 1975; Щека, Старков, 1968). Становление кортландит-норит-диоритовых массивов происходило в условиях различной глубинности, что определяет как состав и облик пород, так и характер термального

войдействия на вмещающие образования. По данным минералогической термобарометрии кристаллизация Дукукского массива происходила при давлении 3,5-4,0 кбар, что обусловило высокотемпературное (650-750°С) термальное воздействие габброидов на вмещающие породы (Тарарип, 1981). Интрузивы дукукского комплекса прорывают отложения хейванской и химкинской свит и одновременно с ними претерпели региональный метаморфизм.

Кольский тоналитовый комплекс включает крупные (до 550 км2) плутоны в южной и центральной частях массива. Плутоны прорьтают отложения колпаковской и малкинской серий и перекрываются осадками кихчской серии. Первоначально породы комплекса описывались как плагиограниты (Геология СССР, 1964; Лебедев и др., 1970; Тарарин, 1971; Синица, Шашкин, 1979), однако, более поздние исследования (Ханчук, 1985) показали, что породы комплекса правильнее называть тоналитами, так как в их составе плагиоклаз представлен андезином, содержание кварца не превышает 25%, а концентрация Si02 составляет 63-65% массы. Значительно меньше развиты трондьемиты. Кольские тоналиты подверглись региональной перекристаллизации и метаморфизму совместно с вмещающими их толщами, что обусловило формирование в гранитоидах гнейсовидных текстур. В реликтовых участках, где тоналиты сохранили исходный облик, они характеризуются массивным сложением и нормальными эруптивными контактами с вмещающими породами. Гнейсовидность тоналитов обычно субпараллельна сланцеватости и полосчатости метаморфических пород, углы ее падения, как правило, не превышают 20-30°. Для осевой зоны Срединного хребта характерно согласное залегание тоналитов с вмещающими породами через зону мигматитов и мигматизированных пород. На флангах Срединнокамчатского массива тоналиты имеют интрузивные взаимоотношения с вмещающими их колпаковскими и малкинскими отложениями. В зоне контакта во вмещающих породах наблюдаются инъекции гранитоидного материала, апофизы и шлиры, сложенные обычно биотит-мусковтовымп разностями, сильно катаклазированными, нередко с очковой текстурой.

Слабо метаморфизованные тоналиты состоят из плагиоклаза А1132-37 с краевыми зонами АП20-24, кварца и биотита (XMg=0,35-0,45; Тарарин, 1971; Ханчук, 19S5). При увеличении содержания кварца и уменьшении содержаний биотита и плагиоклаза они постепенно переходят в трондьемиты. Местами среди тоналитов отмечаются штоки и пластовые тела биотит-амфиболовых диоритов, тоналитов и гранодиоритов. При метаморфизме первичные минералы гранитоидов гранулируются и замещаются вторичными продуктами, ассоциация которых зависит от положения в пределах температурной зональности Срединнокамчатского массива.. В низкотемпературных зонах это альбит, хлорит, эпидот и мусковит, а в более высокотемпературных - биотит, мусковит, олигоклаз и небольшое количество калиевого полевого шпата в виде антипертитов и реже самостоятельных ксеноморфных зерен. Микроклинизация -наиболее распространенный процесс изменения тоналитов (Тарарин, 1971).

Как в самих тоналитах, так и в мигматитах и мигматизированных плагиогнеисах и кристаллических сланцах многочислены жилы синметаморфических биотитовых, гранат-биотитовых, гранат-мусковитовых, гранат-кордиерит-биотитовых и других гранитов и плагиогранитов мощностью от нескольких сантиметров до 3-10 и более м. В зонах мигматизации развиты жилы и шлиры пегматитов, содержащих кроме плагиоклаза, кварца и калпшпата гранат, турмалин, кордиерит, мусковит, биотит, андалузит и силлиманит. Мощность жил пегматитов 0,5-1,5 м, но достигает иногда 10-15 и более м.

Более молодые магматические комплексы - левоандриановский, гольцовскии и перевальный детально охарактеризованы в литературе (Волынец и др., 1963, 1965, 1967, 1968, 1972; Прохоров, 1964; Байков, 1970; Флеров, Колосков, 1976; Ханчук, 1985) и поэтому не рассматриваются.

Эволюция метаморфизма. Срединнокамчатский массив характеризуется резкой неоднородностью метаморфизма, для объяснения которого к началу 60-х годов оформились две основные точки зрения. Одна из них предполагает, что неоднородности метаморфизма обусловлены сочетанием в его пределах разновозрастных метаморфических образований, испытавших различный по Р-Т-параметрам метаморфизм (Дьяков, 1955; Мокроусов, 1959, 1961; Марченко, 1975). Другая концепция признает, что неоднородности выражают латеральную зональность однофазного метаморфизма, проявившегося в конце мела (Лебедев, Бондаренко, 1962; Лебедев, 1967; Горбачев и др., 1976; ЬеЬебеу е1 а1., 1967),

Более поздние исследования показали, что в Срединнокамчатском массиве действительно проявлены разновозрастные метаморфические ореолы,' причем каждый из них является зональным (Тарарин, 1979, 1981, 1988; Мишкин и др., 1984; Тарарин, Авченко, 198Э; Ханчук, 1983, 1985; Очерки тектонического.., 1987; Шульдинер и др., 1980, 1981, 1987). Разновозрастные ореолы отчасти пространственно совмещены и наложены друг на друга. Субстратом служат отложения разного возраста, но их возраст и степень метаморфизма не коррелируются. Хотя проблема расчленения метаморфических пород массива по возрасту субстрата и возрасту метаморфизма еще далека от окончательного решения, тем не менее, в настоящее время наибольшее признание получила первая точка зрения, правда значительно видоизмененная.

Как показали исследования, к моменту проявления регионального зонального метаморфизма кианит-силлиманитового типа, охватившего отложешш колпаковской и малкинской серий н прорывающие !« плутоны кольского и дукукского комплексов, уже существавали локальные проявления метаморфизма в виде малоглубинных андалузит-содержащих роговиков, сформированных при становлении плутонов крутогоровского, КОЛЬСКОГО и дукукского интрузивных комплексов. Продукты контактового метаморфизма на большей части Срединнокамчатского массива были разрушены более поздними метаморфическими процессами регионального метаморфизма и сохранились только в участках его слабого проявления.

Примером, где наблюдаются реликтовые ассоциации роговиков, может служить северное замыкание Кольского массива в верховьях р. Левая Коль (рис. И).

Рис. 11. Схема метаморфической зональности в верховьях р. Левая Коль (южная часть Срединнокамчатского массива)

1 - апопелитовые и апопсаммиговые метаморфические породы с телами амфиболитов, амфиболовых сланцев и метаультрамафитов; 2 -гнейсированные тоналиты северного замыкания Кольского плутона; изограды: 3 - биотита, 4 - граната, 5 - силлиманита, 6 - фронт мигматизации; 7 - сланцеватость и гнейсовидность; 8 - точки наблюдений. Фронт мигматизации и изограды в пределах массива тоналитов проведены по данным (Синица, Шашкин, 1979).

Здесь (точка 196, рис. 11) на контакте гнейсированных тоналитов и гранодиоритов с вмещающими пелитовыми породами колпаковской серии развиты андалузит-гранат-слюдистые реликтовые роговики, образовавшиеся при температуре около 550°С и давлении около 2 кбар (табл. 9; рис. 12, обр. 753-А; Тарарин, 1988) и испытавшие в течение последующего регионального метаморфизма лишь слабое рассланцевание и регрессивный метаморфизм. Гранат реликтовых роговиков отличается высокой железистостью и очень низким содержанием гроссуляра (Хокк=1,8 мол.%). Аналогичной глубинностью характеризуются также роговики верховьев р. Сунтунк, где тоналиты прорывают отложения малкинской серии (обр. 193; табл. 9; рис. 12).

Таблица 9. Состав минералов, температура граиат-биотитового равновесия" и давление при образовании контактовых роговиков 1-го этапа метаморфизма Срединнокамчатского массива

Обр. Парагенезис XIV « Р1. %А11 Т,°С Р, кбар

Сгг Огг | В1 Ми

753-Д Ап^Ог+Ш+Ми+РН 0,082 0,075 0,344 0,478 17,2 552 1,742)

+ 0 2,093'

193 Ал(Л+Сг+В1+Ми+51а 0,070 0,073 0,383 27,4 513 2,01«

+Р1+0

Примечание. "Температура граиат-биотитового равновесия (Лаврентьева, Перчук, 1981). 2'3> Давление: 2>по Сг-ВьМи-Р1 геобарометру (Двченко, 1990); 3)по Сг-Р1-А125Ю5 геобарометру (Авченко, 1990). Состав плагиоклаза в мол.% Ан.

Рис. 12. Р-Т диаграмма для апотерригенных пород Срединнокамчатского массива. Тройная точка полиморфов силикатов глинозема принята по (НоШа\уау, 1971)

Термодинамические параметры метаморфизма пород: 1 - 1-го этапа метаморфизма (контактовых роговиков в контактовых ореолах кольского тоналитового комплекса); 2-3 - П-го этапа метаморфизма (региональный метаморфизм): 2 - колпаковсхой, 3 - малкинской серий; 4 - рассчитанные по составу ядер сложнозональных кристаллов граната.

К востоку от изученного участка степень наложенного регионального метаморфизма резко возрастает, что выражается в пелитовых породах сменой аспидных сланцев через филлиты и кристаллические сланцы плагиогнейсами и мигматитами (Тарарин, 1981). Во все минеральные ассоциации этих пород, кроме наиболее низкотемпературной хлорит-мусковитовой субфации входит гранат, характеризующийся сложной зональностью в отличие от простой химической зональности кристаллов граната роговиков. В работах автора показано (Тарарин, 1981; Тарарин, Авченко, 1983), что в гранатах со сложной зональностью четко выделяются бедное кальцием ядро (ХсГО5=2,3-6,0 мол.%) и высококальциевая оторочка, где содержание гроссуляра иногда возрастает более чем в 4 раза. Ядра зональных кристаллов граната по кальциевости аналогичны гранатам роговиков. Эти особенности гранатов позволили на основе модели О.ВАвченкч (1982) и экспериментальных данных (\Яе1геиГ, Мо1Це1, 1994) прийти к заключению, что формирование сложной зональности кристаллов граната указывает на условия более высокого давления регионального этапа метаморфизма по сравнению с контактовым ороговикованием.

Как показало изучение, региональный метаморфизм характеризуется широкими вариациями температур и давления, причем градиенты этих параметров наиболее контрастны в отложен;-: < малкинской серии по сравнению с породами колпаковской серии.

Минеральные ассоциации последней отвечают в основном условиям ставролитовой, кианит-биотит-мусковтовой и силлиманит-биотит-ортоклазовой (Кориковский, 1979) минеральных фаций. Метаморфическая зональность выражается в постепенном снижении степени метаморфизма от центральной части Срединнокамчатского массива к его периферии, подчеркиваясь в бедных кальцием породах (Са0^5 мас.%) сменой плагиогнейсов, кристаллических сланцев, их мигматизированных разностей, мигматитов и теневых гранитов различными кристаллосланцами, филлитами, метапесчаниками и аспидными сланцами. Температура метаморфизма при этом понижается с 700°С до 500°С и ниже (табл. 10).

В колпаковской серии более всего рапространены парагенезисы ставролитовой и кианит-биотит-мусковитовой минеральных фаций, слагающих всю центральную часть Срединнокамчатского массива. Более высокотемпературные ассоциации силлиманиг-биотит-ортоклазовой минеральной фации распространены только в ядрах некоторых гнейсовокупольных структур. Высокая магнезиальность ядер гранатов развитых здесь парагенезисов (обр. 443-В, 464-Г, 465, 466; см. табл. 10) может указывать на возможное достижение в локальных участках массива термодинамических условий нижних частей гранулитовой фации.

Метаморфизм отложений малкинской серии отличается чрезвычайной неоднородностью. Наиболее метаморфизованы породы нижней части серии, где уровень метаморфизма отвечает ставролитовой минеральной фации и быстро убывает как вверх по разрезу, так и по латерали (табл.

П).

Таблица 10. Состав минералов, температура гранат-биотитового') равновесия и давление метаморфизма в бедных кальцием породах колпаковскои серии Срединнокамчатского массива

Обр. Парагенезис Хм8 т,°с Р, кбар

Сгг В! Ми Сог 51а

205 ЗИ+Сг+Бга+ВН- 0,111 0,473 0,500 - 0,183 533 5,22)

+Ми+Р117+0

216 Сг+51а+В1+Ми+ 0,093 0,404 0,435 - 0,168 548 5,2«

+ Р123+0

1643-3 Ог+В|+Ми+Р1|96+ 0,103 0,461 0,594 - - 550 6,22)

+0

217-В Сг+51а+ВНМи+ 0,120 0,466 0,524 - 0,175 554 5,12)

+Р129+0

309 Ог+51а+В1+Ми+ 0,078 0,351 0,430 - - 555 5,02)

+ Р120.4+О

1097/1 Ку+5П+Ог+51а+ 0,084 0,375 - - 0,142 561 3,03)

+ В1+Р120+С3

1180/3 Сг+51а+В1+Ми+ 0,086 0,359 0,495 - 0,141 576 4,62)

4,33)

1124 Ку+Сг+51а+В1+ 0,098 0,377 - - 0,137 581 5,23)

+Ми+Р132+<2

1131 Ку+Ог+ВНР124 8+ 0,111 0,392 - - - 597 5,53)

473 БП+Сг+В^РЦо+С} 0,167 0,504 - - - 612 2,43)

893 8П+СГ+В1+Р122,4+(3 0,094 0,379 - - - 620 5,3')

706 Ку+Сг+51а+В1+ 0,163 0,468 0,625 - 0,183 626 7,42)

+Ми+Р1зз+<2 8,53)

443-В 5П+Ог+Сог+В1+ 0,107 0,345 - - - 632 4,43)

+ Р129.2+0

464-Г 5П+Сг+Сог+В1+ 0,092 0,307 - 0,481 - 633 3,33)

+ Р127+0 2,70

1149 ку+ог+в;+Р128б+ 0,136 0,430 - - - 633 6,33)

451 БП+Ог+ВН-Р^+С! 0,177 0,460 - - - 669 2,43)

465 5П+ОГ+В1+ОГ+ 0,163 0,417 - - - 674 3,73)

+ Р125,6+0 1,63)

457-А 5И+Ог+Сог+В1+ 0,080 0,253 - 0,495 - 675

+ Р124.9+0 2,44)

474-А 5И+ОГ+В1+Р136,5+Р 0,181 0,456 - - - 678 3,73)

446-Б 5и+ог+в1+Р123+д 0,212 0,476 - - - 707 3,53)

446-Б- 5П+Ог+Сог+В1+ 0,167 0,477 - - - 633 3,03)

-1 +Р12з,б+0 2,3')

447-А 5П+Ог+В1+Р126,8+0 0,186 0,468 - - - 676

447-А- 5П+ОГ+В1+Сог+ 0,081 0,344 - 0,533 - 590 1,53)

-1 + Р1,4 1+0 2,54

1)Температура Ог-В1 равновесия (Лаврентьева, Перчук, 1981); 2-4)Давление: 2) по Сг-В1-Ми_Р1 и 3)по Ог-Р1-А125Ю5 геобарометрам (Авченко, 1990), 4)по вг-Сог геобарометру (Подлесский, 1991).

Так, в истоках р. Крутогорова для низов серии (шихтинская свита) типична температура метаморфизма 520-540°С (обр. 800, 800-А, 817-А, 817-К; табл. И), в средней части (хейванская свита) - 500-510°С (обр.

793-В; см. табл. 11), а далее вверх по разрезу температура снижается, что приводит к смене в пелитовых породах ассоциаций гранат-слюдистых кристаллосланцев безгранатовыми биотнт-мусковитовыми и хлорит-мусковитовыми парагенезисами филлитов и аспидных сланцев.

Таблица 11. Состав минералов, температура гранат-биотитового равновесия1* и давление метаморфизма бедных кальцием пород малкинской серии Срединнокамчатского массива

Обр. Парагенезис XMs T,°C p, кбар

Grr Bi | Mu Sta

831 Gr+Bi+Mu+Sia+Pl22,5+Q 0,136 0.425 0.503 - 496

800 Gr+Sta+Bi+Mu+Pl22'8+Q 0,091 0,439 0,429 0,170 518

817-A Gr+Bi+Mu+PI56+Or+Q 0,055 0,311 0,452 - 519

817-K Gr+Sta+Bi+Mu+Pl24,2+0 0,100 0,440 0,429 - 524

800-A Gr+Sta+Bi+M u+Pl26^2+Q 0,095 0,433 0,629 0,134 531

820-Г Gr+Sta+Bi+Mu+Pl22,2+Q 0,101 0,436 0,333 0,152 541

5544 Gr+Sta+Bi+Mu+Pl22[s+Q 0,070 0,430 0,143 478

1165/6 Aiidl+Gr+Bi+Mu+Pli9,4+ 0,087 0,652 0,500 _ 515

+Or+Q

5540/1 Andl+Gr+Bi+Pbs+Q 0,095 0,424 - - 532

1153/1 Aiidl+Gr+Bi+Mu+Plj4,i+Q 0,078 0,365 0,402 0,107 538

5541/2 And+Gr+Bi+Mu+Pli7,8+Q 0,095 0,426 0,414 _ 541

1204/2 Aiidl+Gr+Cot+Bi+Mu+ 0,087 0,401 0,575 - 540

+Sta++Pl2i,7+0

1162/10 Ajidl+Gr+Sta+Bi+Pl20,6+Q 0,092 0,419 _ _ 545

1195 Sil+Gr+Bi+Pl,7i5+Or+Q 0,051 0,268 - - 565

1159 Andl+Gr+Bi+Mu+Pl34,i+Q 0,134 0,452 0,363 - 581

793-B Gr+Bi+Mu+Clil+Pl2o,9+Q 0,070 0,392 0,321 - 503

261 Gr+Sta+Bi+Mu+PI22,2+Q 0,083 0,417 0,478 0,173 516

648 Andl+Gr+Sta+Bi+Mu+Plis 4 0,102 0,453 0,480 0,194 530

+Q

494 Gr+Hb+Bi+Ep+Pl43,9+Q 0,076 - * - - 600

5,52) 6,12> 5,32) 7,22) 5,3«

7.22) 1,92)

1.23) 2,22) 1,43)

3,73)

3.82)

5.83)

1.52) 2,42) 1,13) 2,0") 1,13)

1.53) 4,42) 3,23) 5,02) 4,82) 3,92)

4,75) 4,36)

Примечание. Обр. 831, 800, 817-А, 817-К, 800-А, 820-Г - шихтинская свита; 5544, 1165/6, 5540/1, 1153/1, 5541/2, 1204/2, 1162/10, 1195, 1159, 793-В, 261, 648 - хейванская свита; 494 - химкинская свита. ''Температура Gr-Bi равновесия (Лаврентьева, Перчук, 1981); 26>Давление: 2>по Gr-Bi-Mu-Pl и з>По Gr-Pl-Al2Si05 геобарометрам (Авченко, 1990), 4>по Gr-Cor геотермобарометру (Подлесский, 1991), 5>по Gr-Hb-Pl геобарометру (Kolni and Spear, 1989), 6)по амфибол-плагиоклазовому геотермобарометру (Плюснина, 19S3).

Минеральные парагенезисы химкинской свиты уже повсеместно отвечают условиям фации зеленых сланцев.

Анализ табл. 10 и 11 показывает, что региональный метаморфизм колпаковской и малкинской серий происходил в одинаковых условиях глубинности, отвечающих давлению 5,0-7,5 кбар (см. рис. 3, 12).

Эти величины давления метаморфизма характерны для северной и центральной частей массива, снижаясь до 2-4 кбар на южном его замыкании. Гранитизация и мигматизация пород, завершающие региональный метаморфизм, осущесташотся при даатении 2,5-4,0 кбар. Эти процессы обусловливают значительное разуплотнение пород в ядрах гнейсовокупольных структур, их воздымание и более интенсивную эрозию, с чем связаны повсеместные тектонические взаимоотношения между глубоко- и слабометаморфизованными породами массива. Полученные величины давления отвечают кианнт-силлиманитовому типу метаморфизма, что обусловливает широкое развитие кианита в высокоглиноземистых парагенезисах ставролитовой и кианит-биотит-мусковитовой и силлиманита в ассоциациях силлиманнт-биотит-ортоклазовой минеральных фации колпаковской серии. В породах малкинской серии кианит не обнаружен, что объясняется, вероятно, спецификой их состава.

Региональный метаморфизм пород Срединнокамчатского массива завершается мощными процессами гранитизации и мигматизации вплоть до образования синметаморфических анатектоидных гранитоидов. Наиболее гранитизированы отложения нижней толщи колпаковской серии. Породы средней и верхней толщ гранитизированы в общем слабее, хотя на отдельных участках степень их гранитизации не отличима от таковой для пород нижней толщи. Мигматизация и гранитизация пород малкинской серии проявляется реже и только в самых ее низах.

Более низкие величины даыения процесса гранитизации доказываются повсеместным замещением кианита метаморфических и жильных гранитоидных пород андалузитом до образования его полных псевдоморфоз по кианиту (обр. 1124, 1131, 1149; см. табл. 10, рис. 12). Самые поздние жильные гранитоидные продукты гранитизации, мигматизации и анатектоидного плаа1ения содержат только андалузит. Процессы гранитизации и мигматизации завершаются интенсивным кислотным выщелачиванием и замещением железомагнезиальных минералов, силикатов глинозема и даже полевых шпатов фибролитом, мусковитом, кварцем и турмалином.

3.1.2. Хавывенская возвышенность

Одной из остро дискутируемых проблем Восточной Камчатки является вопрос о строении и составе доверхнемелового фундамента, выходы которого установлены на о-ве Карагинский, Хавывенской возвышенности, полуостровах Камчатский Мыс и Озерной и представлены в основном продуктами зеленосланцевого, реже амфиболитового метаморфизма. Ниже приведены данные по Хавывенской возвышенности, обычно рассматриваемой как выходы

докембрийского фундамента Восточной Камчатки (Геология СССР. 1964). '

Хавывенская возвышенность расположена на северо-востоке Камчатки и структрурно приурочена к южной части Литкинского прогиба, располагаясь в поле разрывных нарушений Палано-Командорской зоны поперечных дислокаций (Металлогеническая.., 1984). Возвышенность сложена метаморфическими породами, объединенными в хавывенскую серию (Бадрединов и др., 1989; Тарарин, Бадрединов, 19S9). Возраст серии проблематичен, так как палеонтологических остатков не обнаружено. Геологические данные свидетельствуют, что отложения серии сформировались и метаморфизованы в доверхнемеловое время. Единичные К-Аг радиоизотопные определения (122 и 90 млн лет) отвечают, по-видимому, периоду проявления метаморфических процессов.

Метаморфические породы хавывенской серии слагают большую часть Хавывенской возвышенности, занимая площадь около 150 км2 (рис. 13). На западных склонах возвышенности обнажаются позднемеловые грубообломочные островодужные вулканиты хапицкой свиты, граничащие с метаморфическими образованиями по субмеридиональному тектоническому нарушению. С юга и востока метаморфические породы несогласно перекрыты терригенно-вулканогенными отложениями миоценового возраста.

В составе серии выделены две самостоятельные толщи: нижняя -лейкократовых амфибол-слюдистых (±гранат), эпидот-слюдистых (±гранат) тонкополосчатых кристаллических сланцев и слюдистых кварцитов видимой мощностью около 500 м - и верхняя - эпидот-амфиболовых основных сланцев и эпидот-амфибол-слюдистых кварцитов общей мощностью около 750 м. По особенностям литологического состава верхняя толща разделена на две пачки: нижнюю - основных сланцев мощностью 500-600 м и верхнюю - кварцитовую, состоящую из полосчатых кварцитов с редкими прослоями основных сланцев. Нижняя толща обнажается в таре куполовидной структуры северо-западного направления в восточной и юго-восточной частях Хавывенской возвышенности, а верхняя толща приурочена к крыльям этой структуры, занимая большую часть возвышенности (рис. 13).

Кристаллические сланцы характеризуются порфиробластическим строением. На фоне их мелкозернистой основной массы, состоящей из альбита, кварца и нередко калиевого полевого шпата, к которым в различных сочетаниях присоединяются биотит, фенгит, эпидот и сине-зеленая роговая обманка, выделяются крупные порфиробласты альбита и реже калиевого полевого шпата размером до 2-3 мм и более мелкие (до 1-2 мм) кристаллы граната, амфибола и биотита. Интенсивная коррозия основной массой порфиробласт альбита и калиевого полевого шпата свидетельствуют об их реликтовой природе, унаследованной от исходных вулканогенных образований.

Микрозондовое исследование минералов кристаллических сланцев показывает, что гранаты, как и другие темноцветные минералы характеризуются чрезвычайно высокой железистостью. Характер

зональности граната, эпидота и амфибола этих пород свидетельствует, что их формирование происходило на фоне повышения температуры при прогрессивном метаморфизме (Тарарин, Бадрединов, 1989).

тн.

10

У 9 • 1200

Рис. 13. Схематическая геологическая карта Хавывенской возвышенности (составлена А.ФЛитвиновым с участием автора)

1 - современные алювиальные, озерно-болотные, ледниковые и делювиальные отложения; 2 - кайнозойские терригенно-вулканогенные отложения; 3 - верхнемеловые субщелочные вулканиты хапицкой свиты; 4-6 - хавывенская серия (доверхний мел): 4,5 - верхняя толща: пачка кварцитов (4) и нижняя пачка метавулканитов (5); 6 - нижняя толща - кристаллические сланцы; 7 -серпентиниты и серпентинизированные гарцбургиты, реже дуниты; 8 -тектонические нарушения; 9 - элементы залегания сланцеватости; 10 -точки наблюдений автора.

Установленный прогрессивный тип зональности минералов не подтверждает более ранние предположения (Герман, Мельникова, 1975) о диафторической природе пород Хавывенской возвышенности за счет

наложенного низкотемпературного преобразования исходных высокометаморфизованных гнейсов.

В составе эпидот-амфиболовых основных сланцев преобладают альбит и сине-зеленая роговая обманка, к которым в различных количественных соотношениях присоединяются эпидот, хлорит, фенгит и Ре-"Л оксиды. Альбит и роговая обманка слагают как основную ткань пород, так и образуют порфиробласты величиной до 1-3 мм, отражающие, вероятно, реликтовую порфировую структуру исходных вулканитов основного состава.

По всему разрезу верхней толщи отмечаются линзоввдные и пластообразные тела апогарцбургитовых серпентинитов, дунитов и метагаббро, интенсивно тектонизированных, рассланцованных и смятых в узкие изоклинальные складки волочения совместно с вмещающими их породами. Мощность тел колеблется от первых метров до 60-100 м. На контакте с серпентинитами зеленые сланцы и метагаббро превращены в кальциевые метасоматиты (родингиты) мощностью от первых сантиметров до 1-4 м, а сами серпентиниты иногда тремолитизированы или замещены агрегатами хлорита и магнетита. Здесь же в делювии отмечаются обломки эгиринавгит-кроссит-альбитовых и кроссит-альбитовых щелочных натриевых пород, которые по особенностям минеральных парагенезисов, зональности и типу изменений можно рассматривать как метасоматические образования, возникшие за счет исходных метавулканитов верхней толщи хавывенской серии.

Амфибол эпидот-амфиболовых и эпидот-хлорит-амфиболовых зеленых сланцев отвечает составу актинолита или актинолитовой роговой обманки (табл. 12), которые сохраняются обычно в центральных частях зерен. Основная часть кристаллов амфибола, а также прожилки, приуроченные к зонкам дислокаций, сложены голубым и фиолетово-голубым кальциево-натриевым амфиболом (винчитом и барруазитом), замещающим кальциевые амфиболы - актинолит и актинолитовую роговую обманку. Аналогичные минералогические изменения отмечаются и в метагабброидах. Еще более щелочные амфиболы характерны для натровых метасоматитов, ассоциирующих с родингитами. Обычно ядра их кристаллов амфибола представлены винчитом и реже актинолитом, а краевые зоны, а также игольчатые кристаллы в матриксе метасоматитов сложены кросситом, ферроглаукофаном и магнезиорибекитом (Тарарин и др., в печати). Смена кальциевых амфиболов кальциево-натриевыми и затем натриевыми обусловлена значительными изменениями соотношений натрия и кальция в метаморфизующем растворе в процессе переработки зеленых сланцев. Рост потенциала натрия подтверждается и характером зональности щелочных пироксенов метасоматитов, ядра которых отличаются меньшим содержанием жадеитовой и акмитовой молекул и повышенной концентрацией Са-минала по сравнению с краевыми зонами кристаллов.

Для определения температур метаморфизма пород нижней толщи хавывенской серии (табл. 13) были использованы гранат-биотитовый и гранат-фенгитовый геотермометры (Авченко, 1988, 1990; Аранович, 1983, 1991), учитывающих высокую кальциевость гранатов.

Таблица 12. Состав амфибола и Р-Т-параметры метаморфизма метавулканитов верхней толщи хавывенской серии

Образец Часть кристпла Состав амфибола Т,"С Р, к бар Амфибол

Хм« AMV | Хса

1179 Центр1 0,710 0,552 1,349 390 4,0 Act-

11b

Центр? 0,771 0,290 1,172 330 3,2 Bar

KpaiU 0,723 0,363 1,276 355 3,3 Bar

1187/6 Центр! 0,689 0,458 1,600 3S0 2,0 Act

ЦентрЗ 0,605 0,542 1,248 380 4,4 Bar

1180/1 Центр! 0,699 0,043 1,831 305 <1 Act

ЦснтрЗ 0,655 0,039 1,730 305 <1 Act

ЦентрЗ 0,728 0,300 1,466 350 2,0 Act

Центр-* 0,659 0,350 1,178 340 3,8 Bar

Центра 0,728 0,220 1,201 325 2,4 Win

Центрб 0,565 0,072 0,940 280 2,8 Bar

Примечание. Обр. 1179 - эпидот-хлорит-амфиболовый и 1187/6 - эпидот-

амфиболовый сланцы, 1180/1 - магнетит-альбит-амфибол-эпидот-гранатовый сланец. Температура и давление определены по амфиболовому геотермобарометру (Мишкин, 1994).

Таблица 13. Р-Т-параметры метаморфизма кристаллических сланцев нижней толщи хавывенской серии

Обр. Парагенезис 1 T,°C P, кбар

1 Gr-B I Gr-Phn 1 2 3 i 4

1183/4 Gr+Ep-Hlb+Bi+Plm+Ab 526 524 3,04 3,05 2-2,8

1187/4 Gr+Bi+IIb+Phn+Ab+Q 531 524 2,3 2,2 1,4-

1186/5 Gr+Hb+Bi+Phn+Ab+Q 497 426

1186/8 Hb+Bi+Gr+Ep+Plui+Or-t- 474

Ab+Q

1186/9 Hb+Gr+Ep+Phn+M)+Or+ 534 - 2,0 1,9 1,1- 4,5

Q 1,9

1186 Gr+Ep+Plm+Ab+Q - 488

1183/1 Gr+Bi+HM-Ep+Plm+Ab+ 0 430

Примечание. Температура определена по гранат-биотитовому и гранат-фенгитовому геотермометрам (Авченко, 1988, 1990; Арановнч, 1983, 1991) с учетом высокой кальциевости гранатов. Давление рассчупано по содержанию глинозема в амфиболе по геобарометрам: l)Hammarstrom and Zen (1986); 2)Hollister et al. (1987); 3)Jolmson and Rutherford (1989), 4)Мишкин (1994).

Из табл. 13 видно, что температурный интервал метаморфизма пород Хавывенской возвышенности достигает 100°С и, вероятно, обусловлен значительными ошибками расчетов в связи со своеобразным составом гранатов. Наиболее вероятно, что температура метаморфизма пород

Хавывенской возвышенности варьировала в пределах 400-500°С (табл. 13), отвечая температурным условиям фации зеленых сланцев. Своеобразие минеральных ассоциаций кристаллосланцев нижней толщи и зеленых сланцев верхней толщи хавывенской серии заключается в том, что во всех их парагенезисах присутствует чистый альбит, состав которого независим от химизма пород и парагенезиса минералов. Это обстоятельство делает невозможным применение геотермобарометров, основанных на равновесиях с участием плагиоклаза. Используя эмпирический амфиболовый геотермобарометр М.А.Мишкина (1994), определяем, что метаморфизм пород верхней толщи хавывенской серии осуществлялся при температуре 330-400°С и давлении 3,3-4,4 кбар (см. табл. 12). Кальциево-натриевый состав амфиболов метавулканитов верхней толщи хавывенской серии и полученные параметры метаморфизма позволят; считать, что изменения этих пород осуществлялись в термодинамических условиях, переходных от зеленосланцевой к глаукофансланцевой фации. Значения температур <300°С и давления <1 кбар (см. табл. 12) отвечают, вероятно, условиям раннего океанического метаморфизма, сопровождаемого спшштизацией вулканитов и затушеванного последующим региональным метаморфизмом.

Приближенные физико-химические условия щелочного натриевого метасоматоза установлены на основе использования теоретических и экспериментальных данных. Содержание жадеитового компонента в натровых пироксенах, ассоциирующих с альбитом в щелочных метасоматитах, не превышает 25 мол.%. Поэтому, используя РрТ диаграмму с петрогенетической сеткой равновесных кривых для низкотемпературных фаций метаморфизма модельной базальтовой системы (Liou et at., 1985) и прокалиброванные изоплеты содержания жадеита в натровых пироксенах (Brown and Ghent, 1983), определяем, что щелочной метасоматоз метавулканитов в контактовых зонах серпентинитов осуществлялся при температуре около 300-400°С и давлении 5-7 кбар. Использование изоплет содержания жадеита в пироксене, рассчитанных Холландом (Holland, 1983), дает еще более высокие значения давления этих процессов. Несомненно, что полученные величины давления являются завышенными, так как использованные равновесия (Brown and Ghent, 1983; Holland, 1983) рассчитаны для чисто метаморфической системы.

Геохимические данные свидетельствуют, что кристаллические сланцы нижней толщи принадлежат к метаморфизованным вулканогенным образованиям субщелочной серии, сходным с субщелочными вулканитами латит-трахидацитовой серии окраинно-континентальных вулканических поясов, а зеленые сланцы верхней толщи геохимически подобны толеитовым базальтам задуговых бассейнов. Тесная пространственная ассоциация толеитовых метабазальтов с кварцитами, серпентинитами и метагаббро в составе верхней толщи позволяет объединить их в офиолитовый комплекс. Предполагается, что совместное нахождение генетически разнородных комплексов пород континентального и офиолитового в единой структуре обусловлено

процессами тектонического скучивания в период образования аккреционных призм Ояюторско-Камчатского террейна (Бадрединов и др., 1989; Тарарин, Бадрединов, 1989).

3.1.3. Выводы

Приведенные данные по геологии, составу минералов и минеральной термобарометрии метаморфических образований, формирующихся в термальных куполах, позволяют сделать следующие выводы.

1. Метаморфизм исходных пород Срединнокамчатского массива осуществлялся в два этапа. Продукты раннего этапа представлены андалузитсодержащими контактовыми роговиками, сформированными при внедрении доколлизионных интрузивных тел кольского и дукукского комплексов. На большей части массива продукты раннего метаморфизма уничтожены процессами наложенного регионального метаморфизма, связанного с коллизионными процессами, и сохранились только в участках его слабого проявления. В результате регионального метаморфизма возникла метаморфтеская зональность кианнт-сидлиманитового типа (Р=5,0-7,5 кбар) с широкими вариациями температур, отвечающих условиям от зеленосланцевой до верхов амфиболитовой фаций. В ядрах некоторых гнейсовокупольных структур метаморфизм достигал низов гранулитовой фации.

2. Региональный метаморфизм пород массива завершился интенсивными процессами гранитизации и мигматизации, происходившими на фоне значительного снижения давления, неравномерного воздымания и эрозии центральных и краевых его частей, что находит свое выражение в реакционных структурах замещения кианита андалузитом в метаморфических породах и жильных синметаморфических гранитоидных образованиях и тектонических взаимоотношениях высоко- и низкотемпературных зон массива.

3. В составе метаморфических пород доверхнемелового фундамента Хавывенской возвышенности выделяются два разнородных комплекса, сопровождаемых подчиненным количеством метаосадочных образований. Первый отвечает породам латит-трахидацитовой серии окраинно-континентальных вулканических поясов, а второй - офиолитовой ассоциации, характерной для фундамента островодужных систем. Совместное нахождение этих разнородных в геотектоническом отношении комплексов обусловлено, по-видимому, тектоническим скучиванием в период формирования аккреционных призм Олюторско-Камчатского террейна.

3.2. Зоны контактового метаморфизма, связанные с внедрением габброндных магм

Наиболее высокотемпературные метаморфические породы островодужных систем обнаруживаются в контактовых ореолах габрроидных плутонов и связаны с проявления ми доколлизнонного собственно субдукционного магматизма. Одним из наиболее интересных

в этом отношении является Юрчикский габброноритовый массив в Ганальском хребте Камчатки, где высокотемпературные контактово-реакционные образования сходны с глубокометаморфизованными породами древних гранулитовых комплексов.

3.2.1. Контактово-реакционные образования Юрчикского массива (Ганальский хребет Камчатки)

В пределах Восточной Камчатки, располагающейся на стыке кайнозойских вулканических дуг - Алеутской и Курило-Камчатской, породы доверхнемелового возраста в значительной мере перекрыты отложениями Восточно-Камчатского вулканического пояса. Сложное геологическое строение Восточной Камчатки обусловило многообразие представлений на ее структуру и происхождение (Власов и др., 1963; Геология СССР, 1964; Кропоткин, Шахварстова, 1965; Марченко и др., 1972; Герман, 1978; Марков, 1975; Шапиро, 1976; Мараханов, Потапьев, 1981; Зинкевич и др., 1990; ЬеЬеёеу ее а1., 1971; Очерки тектонического.., 1987; Шульдинер и др., 1981, 1987; Аккреционная тектоника.., 1993). Синтез геологических данных этой структуры свидетельствует, что в современном виде она оформилась в конце кайнозоя - начале четвертичного периода (Аккреционная тектоника.., 1993). когда складчатая структура региона была нарушена радом протяженных разломов, обусловивших дифференцированные перемещения блоков земной коры. В результате этих движений возникли крупные поднятия, в которых обнажаются породы фундамента Восточной Камчатки (см. рис. 9). Их картирование свидетельствует об их покровном и чешуйчатом строении (Пущаровский и др., 1983; Зинкевич и др., 1990; Очерки тектонического.., 1987; Аккреционная тектоника.., 1993; Шапиро и др., 1984; Шульдинер и др., 1987; Соколов, 1992; Соколов и др., 1988; Цуканов, 1991). Наиболее крупные выходы метаморфических образований в пределах Восточной Камчатки наблюдаются в Ганальском хребте и Хавывенской возввышенности.

В Ганальском хребте обнажаются в различной степени метаморфизованные породы, возраст, структура и происхождение которых еще далеки от окончательного решения. Одни исследователи рассматривают эти образования как выступы древнего фундамента, на котором заложились структуры Восточно-Камчатского вулканического пояса (Герман, 1978; Марченко, 1968; Мокроусов, 1959; Шульдинер и др., 1987; Львов и др., 1985), другие - как комплекс основания позднемеловой островной дуги Восточной Камчатки (Лебедев, 1968).

В пределах Ганальского хребта выделяется четыре доэоценовых вещественных комплекса, слагающих Южный, Вахталкинский, Стеновой и Северный блоки (Герман, 1978; Шульдинер и др., 1987; Аккреционная тектоника.., 1993). Южный блок сложен зеленокаменно измененными верхнемеловыми вулканогенными породами ирунейской свиты, контактирующими с расположенным севернее Вахталкинским блоком по разлому северо-западного простирания. Вахталкинский блок состоит из метаморфических образований различного возраста и различного уровня

метаморфизма. Этот блок по сдвиго-надвигу контактирует со Стеновым блоком, сложенным эффузивно-пирокластическими и терригенно-кремнисто-вулканогенными породами, степень метаморфизма которых увеличивается по направлению к Вахталкинскому блоку. Северный блок сформирован терригенно-кремнисто-вулканогенными образованиями.

Центральное место в Вахталкинском блоке занимает крупный Юрчикский массив гнейсированных габброноритов, в контактовом ореоле которого наблюдаются глубокометаморфизованные породы, сходные по минеральным ассоциациям с гранулитовыми образованиями докембрийских комплексов. Их обнаружение (Герман, 1973) вызвало оживленную дискуссию (Герман и др., 1976; Щека, 1975; Ханчук, 1978; Тарарин, 1977, 1979). По мнению большинства исследователей, гранулитоподобные породы представляют собой реликт докембрийского сиалического фундамента, преобразованного в значительной мере последующими геологическими событиями (Балеста и др., 1974; Герман, 1973, 1978; Глубинное сейсмическое зондирование.., 1978; Марков, 1975; Марченко, 1975; Смирнов, 1976; Шульдинер, Герман, 1972; Львов и др., 1985). По мнению других, гранулитоподобные породы являются типичными контактово-реакционными образованиями, испытавшими в дальнейшем неоднократные регрессивные изменения (Тарарин, 1977, 1979; Ханчук, 1978; Щека, 1975; Giiibidenko et al„ 1974). Подобные высокотемпературные контактово-реакционные породы, отвечающие температурам пироксен-роговиковой фации широко распространены и неоднократно описывались в литературе (Агафонов и др., 1984; Буданова, 1978; Зимин и др., 1991; Зотов, 1976, 1989; Гурулев, 1983; Контактовые процессы.., 1979; Туровцев, 19S6; Шарапов, Маламед, 1977; Уайлд, 1995; Berg, 1977; Engelbrecht, 1990; Evans, Speer, 1984; Ghant, Frost, 1990; Gribble, 1966, 1970; Hollister, 1975; Leake, Skirrow, 1960; Loney and Himmelberg, 1983; Moore et al., 1979; Pouba, 1971; Russ-Nabflek, 1989; Speer, 1982; Vejnar, 1980; Verma, 1979).

Юрчикский габбронориговый массив занимает центральное место в Вахталкинском блоке. Это крупное факолитоподобное тело длиной до 22 км, лишь наполовину вскрытое в современном эрозионном срезе. В его строении принимают участие гнейсированные габбронориты и более поздние (постметаморфические) меланократовые клинопироксен-амфиболовые габброиды. Последние получили наибольшее развитие в южной части плутона, где они наблюдаются в виде сближенных субмеридиональных даикообразных тел в ранних габброноритах и сопровождающих их ультрамафитах, а также образуют рад небольших тел в боковых метаморфических породах. Фактически вся южная часть интрузива представлена блоками габброноритов, сцементированных и переработанных поздними габброидами.

Внедрение постметаморфических меланократовых габброидов сопровождалось высокотемпературными контактовыми процессами ороговикования и магматического замещения вмещающих пород. Возникающие при этом минеральные ассоциации сходны с минеральными ассоциациями ранее образовававшихся

гранулитоподобных пород, однако масштабы этих преобразований ограничены первыми сантиметрами, реже десятками сантиметров.

Распределение железо-магнезиальных компонентов между пироксенами ранних габброноритов свидетельстует о высоких температурах (1000-1100°С) кристаллизации габброидного расплава (Щека, 1975), что в совокупности с умеренной глубинностью их формирования (см. ниже) и богатством расплава летучими (широкое развитие кортландшов и первичного амфибола в габброноритах) обусловливает образование мощного контактового ореола высокотемпературных метаморфических пород.

Юрчикский плутон внедрился в породы ганальской серии, которая по данным геолого-съемочных и тематических исследований была расчленена на три толщи (снизу-вверх): метаэффузивную (вахталкинскую) мощностью 800-900 м - амфиболиты и амфиболовые сланцы . с маломощными прослоями плагиогнейсов и кварцитов, метатерригенную (воеводскую) мощностью 200-300 м - плагиогнейсы с маломощными прослоями амфиболитов и кварцитов и метатерригенно-вулканогенную (дьявольскую) мощностью более 2000 м - переслаивание плагиогнейсов и амфиболитов, содержащих единичные маломощные прослои кварцитов и мраморов. Возраст исходных пород не известен. В.И.Виноградов с коллегами (1991), изучившие радиоизотопные отношения 87Rb/86Sr и 147Sm/144Nd в габброноритах и вмещающих метаморфических образованиях ганальской серии, установили, что отношение s'Rb/^Sr в этих породах варьирует от 0,02 до 0,45, а отношение 147Sm/144Nd - от 0,11 до 0,23. Эти вариации изотопных отношений свидетельствуют о молодом (не древнее миоцена) возрасте становления Юрчикского гшутона. По мнению этих »¡следователей, возраст метаморфических пород ганальской серии меловой (Виноградов и др., 1991). Можно оспаривать эти данные, но несомненен факт, что' метаморфический комплекс этого региона молодой, новообразованный и не мог служить фундаментом для верхнемеловых островодужных образований Восточной Камчатки. Тем более, до сих пор не обнаружены продукты размыва пород этого фундамента и не установлены нормальные стратиграфические взаимоотношения с базальными горизонтами позднемеловых толщ. Поэтому докембрийские U-Pb датировки, полученные А.Б.Львовым и др. (1985), являются совершенно нереальными.

Основными метаморфическими событиями, которые определили современный облик метаморфических пород Ганальского хребта, являются контактовый метаморфизм, обусловленный становлением Юрчикского плутона, последующий региональный метаморфизм амфиболитовой фации и, наконец, зеленокаменный метаморфизм, захвативший ранее метаморфизованные породы и тектонически перекрывающие их позднемеловые образования ирунейской свиты.

Наиболее ранним метаморфическим событием, устанавливаемым в Ганальском хребте, является контактовый метаморфизм, сопровождаемый метасоматическими изменениями и магматическим замещением исходных пород. Контактовые изменения, достигавшие в

локальных участках уровня гранулитовой фации, приурочены к экзоконтактовой зоне плутона и в других местах хребта не обнаружены. Более низкотемпературные фации контактового ореола четко не устанавливаются, так как уничтожены последующим региональным метаморфизмом. Главные выходы гранулитоподобных пород отмечаются в зонах пологого погружения массива под вмещающие породы, достигая мощности 1-1,5 км в северной части плутона, а при крутых или вертикальных падениях его контактовых поверхностей мощность глубокометаморфизованных пород резко сокращается до 20-30 м.

Самый крупный выход гранулитоподобных пород закартирован над северным окончанием интрузива, где среди исходных боковых пород резко преобладают амфиболиты и амфиболовые сланцы, содержащие редкие прослои метатерригенных пород и средних метавулканитов мощностью от 10-20 см до 10-30 м. Это определяет преобладание среди гранулитоподобных пород основных их разностей (рис. 14).

Рис. 14. Схема геологического строения контактового ореола северной части Юрчикского интрузива

1 - роговики основного состава, амфиболиты, амфиболовые и эпидот-амфиболовые сланцы; 2 - плагиогнейсы и слюдяные сланцы; 3 -габбронориты и гнейсированные габбронориты; 5 - гранатсодержащие чарнокитоиды, эндербиты и плагиогнейсы; 6 - гранатсодержащие лейкократовые гнейсы (лептиты); 7 - зоны кислотного выщелачивания; 8 - ореол интенсивного метасоматического преобразования роговиков основного состава; 9 - граница между эпидот-амфиболитовой (к северу) и амфиболитовой фациями; 10 -граница между амфиболитовой и гранулитовой (пироксен-роговиковой) фациями; 11 - элементы залегания сланцеватости, полосчатости, гнесовидности; 12 - точки наблюдений.

В высокотемпературной части ореола они представлены клинопироксен-плагиоклазовьши, двупироксен-плагиоклазовыми,

амфибол-клинопироксен-плагиоклазовыми, гиперстен-плагиоклазовыми, ортопироксен-куммингтонит-плагиоклазовыми и другими основными роговиками при ограниченной роли кремнекислых пород плагиогнейсов, эндербитов и чарнокитоидов. Еще реже встречаются скаполит-клинопироксен-плагиоклазовые, гранат-клинопироксен-

скаполит-плагиоклазовые известково-силикатные породы и гранат-клинопироксен-плагиоклаз-кварцевые сланцы, переходные к кварцитам. Температура кристаллизации контактовых роговиков составляет во внутренней части ореола 780-900°С (Тарарин, 1977, 1979, 1982). Двупироксен-плагиоклазовые основные сланцы наблюдаются только в непосредственной близости с габброноритами массива или слагают ксенолиты в нем. С удалением от контактов они сменяются клинопироксен-плагиоклазовьши, клинопироксен-амфибол-

плагиоклазовыми и амфибол-плагиоклазовыми разностями и слагают большую часть выходов гранулитоподобных пород. Детальная минералого-геохимическая характеристика гранулитоподобных роговиков приведена в (Тарарин, 1977, 1979, 1982).

Основные сланцы высокотемпературной части ореола захвачены процессами метасоматического преобразования, наиболее интенсивно проявившимися в его северной части (Тарарин, 1979, 1982). На начальных этапах изменения в основных сланцах развиваются отдельные кристаллы или мелкие агрегаты зерен плагиоклаза и гиперстена, обычно лишь в 1,5-2 раза превышающие по размерам породообразующие минералы исходных пород. Усиление процесса обусловливает более четкую дифференциацию материала, что выражается в развитии линзочек, обособлений и прожилков существенно гиперстен-плагиоклазового и биотит-гиперстен-плагиоклазового составов (с кварцем или без него), ориентировка которых или согласна реликтовой полосчатости исходных пород, или пересекает ее. Заключительные стадии этого процесса характеризуются слиянием прожилков, обособлений с образованием довольно обширной зоны измененных пород, отвечающих по составу биотит-гиперстеновым кристаллосланцам (рис. 15). К центральным частям интенсивно преобразованных контактовых роговиков приурочены многочисленные мелкие прожилки и обособления гранат-гиперстеновых эндербитов и чарнокитоидов. Но наиболее протяженные и мощные их тела образуются при магматическом замещении прослоев апотерригенных пород, переслаивающихся с основными роговиками ореола. В этом случае тела эндербитов и чарнокитоидов могут выходить за пределы ореола метасоматического изменения основных сланцев, образуя линейные зоны протяженностью от первых метров до 1 км при ширине от нескольких десятков сантиметров до 30-40 м (см. рис. 15).

Процессы метасоматического изменения основных пород ореола можно проследить на обр. 427-Д (см. рис. 3, Тарарин, 1982), в котором исходный основной роговик представлен тонкозернистым агрегатом из

клиногшроксена (Шо=48,1; Еп=34,5; 17,4), бурого амфибола и плагиоклаза Ап7о.78 (зона 1).

Рис. 15. Зона метасоматического изменения и магматического замещения основных роговиков северной части контактового ореола Юрчикского интрузива (на южных скатах высоты 1644,0 м)

1 - габбронориты и ортоамфиболиты; 2 - жильные мелкозернистые габбронориты; 3 - потерстенсодержащий горнблендит; 4 двупироксен-плагиоклазовые, клинопироксен-амфибол-

плагиоклазовые, гиперстен-амфибол-плагиоклазовые и другие основные роговики; 5 - биотит-гиперстен-плагиоклазовые метасоматиты; 6 - гранатовые чарнокитоиды, эндербиты и плагиогнейсы; 7 - места отбора образцов.

На начальных этапах преобразования к этим минералам присоединяется ортопироксен (\Уо=1,4; Еи=71,2; Рз=27,4), а плагиоклаз становится более кислым (Ащз^)- Усиление метасоматических процессов приводит к полному вытеснению клинопироксена и амфибола и

формированию устойчивого парагенезиса гиперстена (Хм8=0,713) с плагиоклазом А1140-46 и переменным количеством высокотитанистого биотита (Хмг=0,734), магнетита и апатита (зона 4).

Рассмотренный пример характеризует начальные стадии метасоматического преобразования основных сланцев ореола, но независимо от исходного их состава в метасоматитах возникают парагенезисы биотит-гиперстен-плагиоклазовых сланцев. Одновременно происходит прогрессивное осветление (дебазификация) пород, выражающаяся в усилении роли плагиоклаза за счет темноцветов. Образующиеся при метасоматозе гиперстен-плагиоклазовые (±биотит) кристаллосланцы резко обогащаются плагиоклазом, а состав его обедняется анортитом. Одновременно с увеличением количества плагиоклаза в нем появляются антипертиты калишпата (1-5%). Параллельно этому возрастает железистость темноцветных минералов. В этом же направлении наблюдается существенное повышение глиноземистости гиперстена, которая достигает максимума в гранатовых чарнокитоидах. Минеральные геотермометры свидетельствуют, что равновесие в метасоматических прожилках устанавливается при температуре 750-850°С (табл. 14), что на 100°С ниже температуры формирования роговиков внутренней части ореола.

Таблица 14. Р-Т-параметры метаморфизма гранулитоподобных пород из контактового ореола Юрчикского интрузива Ганальского хребта

Образец

Температура,°С

Ог-В1 | Ог-Нур 1 вг-Сог

Давление, кбар

Ог-Нур' | Ог-Нург | Ог-СогЗ

535-Л 535-Е 537-У 539-Д 535-В 535-М

744

868

773

807-812 829-836 865 830 785

811

758

3.1

3.2 5,7 5,5 5,1

3,5-3,7

2.7-2,9 4,9-5,2 4,3-4,6

4.8-5,1

7,3

Примечание. Температура определена по: 1)гранат-биотитовому (Лаврентьева, Перчук, 1981), 2)гранат-гиперстеновому (Фонарев и др., 1989), 3)гранат-кордиеритовому (Подлесский, 1991) геотермобарометрам. Давление рассчитано по: 1-2)гранат-гиперстеновому геотермобарометру: 1)Графчиков, Фонарев (1990), 2)Авченко (1990); 3)гранат-кордиеритовому геотермобарометру (Подлесский (1991).

Дальнейшая интенсификация метасоматических процессов приводит к еще большей дебазификации пород, появлению в них заметных количеств кварца, кордиерита, граната и, реже, калиевого полевого шпата. На этом этапе переработки роговиков происходит частичное плавление и мобилизация материала и формирование прожилков, линз и залежей гранат-гиперстеновых гранитоидов и гранат-кордиеритовых плагиогнейсов, среди которых исходные образования (и их тугоплавкие

остатки) сохраняются в виде изометричных или уплощенных влючений, размер которых редко превышает 10-30 см.

Главными типами пород з'алежей, прожилков и обособлений чарнокитоидов являются гранат-гиперстеновые эндербиты и безгранатовые биотит-гиперстен-кордиеритовые плагиогнейсы. Менее развиты гранат-гиперстеновые гранитонды (собственно чарнокиты), встречающиеся совместно с эндербитами в одних и тех же телах. В ряде залежей отмечается зональное строение, выражающееся в приуроченности эндербитов и чарнокитоидов к центральным частям, а безгранатовых биотит-гиперстен-кордиерптовых плагиогнейсов к краевым зонам.

Изучение эндербитов и чарнокитоидов показало, что они отличаются чрезвычайной гетерогенностью, обусловленной незавершенностью процессов магматического замещения. Это определяет многоминеральность этих пород в отличие от маломинеральных ассоциаций метасоматически измененных основных сланцев ореола.

Эндербиты и чарноюгтоиды состоят из плагиоклаза А1130-34 (40-60%), кварца (15-25%), к которым в различных сочетаниях присоединяются гранат, гиперстен, кордиерит, биотит и Fe-Ti оксиды, определяя развитие гранат-гиперстеновых эндербитов и безгранатовых плагиогнейсов, как наиболее типичных ассоциаций. Гранаты этих пород обнаруживают слабую зональность, причем наиболее отчетливо она выражена в гранатах относительно низкотемпературных безгиперстеновых плагиогнейсов внешних частей контактового ореола. Гранаты внутренних частей ореола более однородны по составу, зональность в них отмечается реже и имеет обычно регрессивный характер, обусловленный проявлением различных наложенных процессов. Изредка в гранатах отмечается и прогрессивный тип зональности, что служит одним из доказательств контактовой природы рассматриваемых пород, так как в региональных гранулитовых комплексах прогрессивная зональность в гранатах не встречается.

Минеральная термометрия свидетельствует о высоких Р-Т-параметрах формирования гранулитоподобных пород: температура гранат-биотитового равновесия (Лаврентьева, Перчук, 1981) соста&тяет 740-870°С, а температура гранат-гиперстенового равновесия (Фонарев и др., 1989) значительно выше - 7S0-920oC (табл. 14). Давление контактово-реакционных процессов, рассчитанное по гранат-гиперстеновому геобарометру (Графчиков, Фонарев, 1990; Авченко, 1990), варьирует в пределах 3,0-5,8 кбар (табл. 14; см. рис 3).

Изучение минеральных Парагенезисов измененных пород ореола свидетельствует, что » их преобразовании отчетливо выделяются два этапа: первый, отвечающий различным стадиям метасоматических изменений и приводящий к формированию существенно натровых пород - плагиогнейсов и биотит-гиперстеновых кристаллосланцев, и второй, соответствующий кульминационный стадиям процесса, ведущую роль в котором уже играет магматическое замещение, сопровождаемое калиевым метасоматозом. Однако интенсивность последнего мала, обусловливая резко подчиненную роль среди гранулитоподобных пород ассоциаций, содержащих калишпат. Процесс образования эндербитов и

чарнокитоподобных пород Ганальского хребта отвечает по химизму кремниево-щелочному метасоматозу, при котором в исходные породы происходит последовательный, но неравномерный привнос 5Ю2, А1203, Ка20 и К20 (Тарарин, 1982). Одновременно отмечается вынос из преобразуемых пород железа, магния, марганца и кальция, обусловливая прогрессивную их дебазификацию. Высвобождаемые при метасоматозе компоненты отмечаются в самих измененных биотит-гиперстен-плагиоклазовых породах, а также могут мигрировать во внешние части ореола, формируя прожилки и линзы клинопироксен-плагиоклазового, амфибол-клинопироксен-плагиоклазового, клинопироксен-скаполит-плагиоклазового и гранат-клинопироксен-скаполит-плагиоклазового составов, а еще дальше от контактов с габброидами образуются многочисленные богатые эпидотом прожилки и линзы.

Приведенный пример высокотемпературных преобразований исходных пород во внутреннем ореоле Юрчикского габброноритового массива позволяет высказать некоторые представления об их генезисе и рассматривать их как полиметаморфические продукты, образовавшиеся при контактовом метаморфизме, их последующих метасоматических преобразованиях и магматическом замещении. Эти процессы являются типичными процессами гранитизации, так как сопровождаются прогрессивной дебазификацией исходных пород и постепенным приближением их к составу гранитоидов. Гранитизирующие растворы обязаны своим происхождением кристаллизации крупного очага габброидного расплава, конечные дифференциаты которого представлены рядом тел гнейсированных биотит-амфиболовых гранодиорэтов, локализованных в экзоконтактовой его зоне. Одно из подобных тел изображено на рис. 14.

О богатстве базитового расплава летучими свидетельствует наличие в габброноритах массива значительных количеств бурой роговой обманки, кристаллизация которой, согласно экспериментальным данным (Йодер и Тилли, 1965), возможна при давлении воды в расплаве, превышающим 1,4 кбар. При таком давлении концентрация воды в расплаве должна быть равной 3-4 мас.% (Кадики др., 1971). Подобное содержание воды в базитовом расплаве позволяет сохранять воду и другие летучие компоненты до достижения температуры ликвидуса, и их отделение будет происходить при ретроградном кипении на заключительных этапах консолидации магматического очага. Отделяющиеся при кристаллизации перегретые флюиды производят интенсивное гранитизирующее воздействие на "высушенные" породы контактового ореола, сопровождаемое избирательным плавлением метасоматически измененных пород. Значительного перемещения мобилизованного материала при этом не происходит, и он кристаллизуется на месте своего возникновения.

При вступлении гранитизирующих флюидов в основные боковые породы ореола в них возрастает концентрация магния и кальция, а это, в силу взаимного усиления оснований (Коржинский, 1955), приводит к повышению в возникающем расплаве активностей оксидов калия и натрия (при постоянной их концентрации), и, следовательно, к

образованию минеральных ассоциаций повышенной щелочности -парагенезисов гиперстена с калиевым полевым шпатом и кварцем (Коржннский, 1962). Высокая щелочность метасоматических преобразований и магматического замещения подтверждается также развитием в измененных контактовых роговиках парагенезиса клинопироксена с калишпатом я олпгоклазом.

Возможность процессов гранитизации под влиянием флюидов, генерируемых при кристаллизации магм основного и ультраосновного состава, доказана не только теоретически (Коржинскнй, 1952, 1960, 1977), но и подтверждена экспериментально (Жариков и др., 1990, 1994; Эпельбаум, Боголепов, 19S9). Воздействие флюидов, находящихся в равновесии с основным и ультраосновным мантийным веществом, в условиях снижения давления и падении температуры ведет к метасоматическим изменениям и неизохимическому парциальному плавлению исходных алюмосиликатных пород, т.е. вызывает их гранитизацию.

Магматическое замещение и метасоматоз в контактах с габброидами нередко сопровождается также базификацией замещаемых пород, однако эти явления выражены слабее и менее изучены (Гурулев, 1978, 1983; Гурулев, Самбуев, 1968; Зотов, 1976, 19S9; Зотов и др., 1979; Конников, 1979; Контактовые процессы.., 1979; Поспелов, 1955, 1960; Тарарин, 1979; Barker, 1964; Chinner, Scliairer, 1962; Gribble, 1968; Gribble, O'Hara, 1967; Leake, Skirrow, 1960; Reed, 1923, 1935; Beard et al., 1993; Sinigoi et al., 1994). Примером подобного взаимодействия габброидного расплава с метатерригенными породами могут служить процессы на контакте поздних (постметаморфических) меланократовых габброидов, прорывающих гнейсированные габбронориты Юрчикского массива Ганальского хребта.

Меланократовые клинопироксен-амфиболовые габбро состоят из буровато-зеленого амфибола (Хм4=0,66), зонального плагиоклаза Ап88_55, магнетита и небольшого количества монокишного пироксена (Хм8=0,77). В прпконтактовых разностях габбро значительное развитие получает биотит (Хми=0,45-0,50), частично замещающий роговую обманку. Вмещающие отложения представлены чередованием мигматизированных гранат-биотитовых, гранат-биотит-кордиеритовых и кордиерит-биотитовых иногда с силлиманитом плагиогнейсов и реже гнейсов и клинопироксен-амфиболовых сланцев и амфиболитов ганальской серии, метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации (Т=600-630°С; Р около 5,0 кбар).

Взаимодействие габброидов с апотерригенными породами в зоне контакта сводится к следующему (Тарарин, 1979). Непосредственно на контакте с габброидами плагиогнейсы замещены расплавом и превращены в биотит-гиперстен-плагиоклазовые или гранат-гиперстен-кордиеритовые нориты с типичной габбро-офитовой или призматически-зернистой магматической структурой. Вместо гиперстена (или совместно с ним) в этих парагенезисах часто развиты кумминггонит и паргасит. С удалением от контакта с габброидами они сменяются зоной мощностью до 0,3-1,0 м интенсивно ороговикованных и частично переплавленных

плагиогнейсов, преобразованных в гранат-гиперестен-кордиеритовые эндербиты. Последние контактируют с мигматизированными плагиогнейсами, типичными для танальской серии (рис. 16). Сами габброиды в контактовой зоне представлены биотит-гиперстен-плагиоклазовыми норитами или биотит-амфибол-гиперстен-плагиоклазовми габбро также с габбро-офитовой или призматически-зернистой структурой, однако более мелкозернистой по сравнению с неизмененными габбро. В этой краевой части отчетливо наблюдается "наступление" габброидного расплава на нориты, что выражается в замещении и обрастании гиперстена зеленой роговой обманкой, типичной для окружающих габбро.

Рис. 16. Схематический геологический разрез через зону контактово-реакционных образований Юрчикского интрузива 1 анальского хребта (истоки р. Вактан Магнатский)

1 - контактово-реакционные образования (гранулитоподобные породы); 2-3 - ганальская серия: плагиогнейсы и мигматизированные плагиогнейсы (2), амфиболиты, клинопироксен-амфиболовые сланцы (3); 4 - гнейсированные габбронориты Юрчикского массива; 5 -постметаморфические клинопироксен-амфиболовые габбро; 6 - дайки диабазов; 7 - границы ореола высокотемпературных контактово-реакционных преобразований; 8 - разрывные нарушения; 9 - точки наблюдений.

Аналогичная зональность возникает также в ксенолитах плагиогнейсов среди габброидов контактовой зоны. При этом мелкие ксенолиты нацело замещаются габброидным расплавом, преобразуясь в биотит-гиперстеновые, кордиерит-гиперстеновые нориты или куммингтонитовые габбро, а в центральных частях крупных ксенолитов ороговикованных плагиогнейсов, трансформированных в гранат-гиперстен-кордиеритовые эндербиты, сохраняется первичная полосчатость терригенных пород.

Характер изменения минеральных ассоциаций при магматическом замещении плагиогнейсов детально рассмотрен в работе автора (Тарарин, 1979). Минеральная геотермобарометрия свидетельствует, что

магматическое замещение осуществляется при температуре около 630-730°С (табл. 15) и давлении 2,0-3,8 кбар (см. рис. 3); с удачением от зоны контакта с габброидами температура падает, достигая величин 620-630°С, типичных для мигматизированных плагиогнейсов района. Минералы формирующихся пород обладают рядом специфических особенностей. Так, гиперстены отличаются высокой кальциевостью и марганцовистостью, магнезиальность их наибольшая в зоне магматического замещения плагиогнейсов. Глиноземистость гиперстенов возрастает в ряду: габбро краевой зоны - замещенный магмой плагиогнейс (отвечающий составу норита) - эндербит. Состав граната вмещающих плагиогнейсов и разностей, замещенных габброидным расплавом, резко различен. Содержание пиропа в гранатах эндербитов и норитов зоны магматического замещения значительно выше, а спессартина ниже, чем в гранатах вмещающих плагиогнейсов. Кроме того, гранаты последши обладают хорошо выраженной регрессивной зональностью (отражение процессов гранитизации и мигматизации) в противоположность гомогенному строению кристаллов граната эндербитов и плагиогнейсов, замещенных расплавом.

Таблица 15. Р-Т-параметры метаморфизма и магматического замещения мигматизированных плагиогнейсов ганальской серии в контактовом ореоле постметаморфических клинопироксен-амфиболовых габброидов Ганальского хребта

Образец Температура, °С Давление, кбар

Ог-В1 1 Ог-Нур | Ог-Сог вг-Нур! | Сг-Нур2 | вг-СогЗ

571-Т 707 720 730 2,0 1,7-1,9 6,3

564-Б 684 3,8 3,4

564 630 635-670 608 4,2

549-М 773 758 7,3

544-Р-1 700

Примечание. Обр. 571-Т - Сг-Сог-ВьНур-РЬг.з-С! эндербит; 564-Б - Ог-Нур-Сог-В1-РЬ8,5 контактово-реакционная порода; 564 - Сг-В1-Нур-Сог-Р1зз,4 контактово-реакционная порода; 549-М - Ог-Нур-В1-Сог-Р1зб7-0 эндербит; 544-Р-1 - Сг-Нур-В1'-Сог-Р1381-0 эндербит. Температура и давление рассчитаны по геотермобарометрам, приведенным в табл. 14.

Петрохимические данные свидетельствуют, что замещение габброидным расплавом плагиогнейсов обусловливает значительное увеличение основности (Ca+Mg+Fe)/(Al+Ca+Mg+Fe) и кальциевости Са/(Са+Мв4-Ре) их при одновременном понижении калиевости К/(К+Ыа) и содержания 5Юг, т.е. происходит базификация трансформируемых пород. Наибольшей основности достигают при этом биотит-гиперстеновые нориты зоны замещения, тогда как гранат-кордиеритовые разности по основности близки к вмещающим плагиогнейсам.

Подобные изменения минерального состава, а также состава пород контактовой зоны хорошо объясняются с позиции магматического замещения и взаимодействия оснований и кислот в расплавах (Коржинский, 1952, 1960, 1972). При инфильтрации магматических флюидов в боковые кремнекислые породы в результате кислотно-основного взаимодействия компонентов происходит понижение щелочности флюидов, что приводит к закономерному изменению парагенетических ассоциаций минералов, состава минералов и последовательности их кристаллизации. Поскольку повышение кислотности расплава повышает температуру кристаллизации основных минералов, то эвтектические точки и котектические составы должны смещаться в сторону основных минералов. Поэтому в плагиогнейсах, замещенных габброидным расплавом, и отмечается ассоциация основного плагиоклаза и гиперстена, причем более магнезиального, чем в норитах, образующихся по габброидам.

3.2.2. Контактово-реакционные образования Лавкинского интрузива (Срединнокамчатский массив)

В Срединнокамчатском массиве высокотемпературные контактовые образования известны вокруг небольших габброноритовых массивов дукукского интрузивного комплекса (истоки р. Левый Лунтос), а в Хангарском куполовидном поднятии они связаны с Лавкинским интрузивом, относимым к миоценовому интрузивному комплексу. В составе массива преобладают гранодиориты, диориты и субщелочные кварцевые диориты и монцониты при подчиненной роли двупироксеновых габброидов, приуроченных к краевым частям интрузива.

Вмещающим!! массив породами являются гранат-биотитовые и кианит-гранат-биотитовые плагиогнейсы и их мигматизированные разности колпаковской серии. Физико-химические параметры метаморфизма (Т=550-650СС, Р около 6 кбар) этих пород отвечают условиям амфиболитовой фации. Гранитизация и мигматизация плагиогнейсов происходит на фоне снижения глубинности метаморфизма, что минералогически выражается в повсеместном замещении кианита андалузитом.

Наиболее высокотемпературные контактово-реакционные

преобразования метаморфических пород колпаковской серии изучены в юго-западной части Лавкинского интрузива (рис. 17). Здесь от внешних частей внутрь контактового ореола прослеживаются реакции преобразования исходных метаморфических пород амфиболитовой фации и превращение их в контактово-реакционные образования с "гранулитовыми" минеральными парагенезисами (Мишкин и др., 1984).

Во внешних частях ореола в породах наблюдается обрастание и замещение кристаллов биотита малоглиноземистым гиперстеном. На этих начальных стадиях ороговикования калишпат не образует самостоятельных зерен в ассоциации с гиперстеном, а отмечается в виде антипертитов в плагиоклазе. Одновременно происходит распад и

замещение высокожелезистых гранатов исходных пород. В "гранулитовых" ассоциациях внутренней части ореола гранат сохраняется редко, только в виде бронированных реликтов в плагиоклазе.

Рис. 17. Схематическая геологическая карта южной части Лавкинского интрузива Срединнокамчатского массива

1 - среднечетвертичные дацитовые пемзы вулкана Хангар; 2, 3 -колпаковская серия: гранат-биотитовые и кианит-гранат-биотитовые плагиогнейсы, мигматиты (2), амфиболиты, основные сланцы (3); 4 -гнейсированные биотитовые и гранат-биотитовые гранитоиды Крутогоровского комплекса; 5 - синметаморфические кордиерит-биотитовые, гранат-слюдистые граниты и пегматиты; 6, 7 -Лавкинский интрузив: гранодиориты, диориты, субщелочные кварцевые диориты, монцониты (6), габбронориты краевой фации (7); 8 - контактово-реакционные породы; 9 - прослеженный ореол высокотемпературных контактово-реакционных пород; 10 - элементы залегания полосчатости, гнейсовидности; 11 - тектонические нарушения; 12 - точки наблюдений.

С приближением к контактам интрузива в роговиках формируются все более глиноземистые гиперстены в ассоциации с калишпатом и кордиеритом. Конечной минеральной ассоциацией контактово-

ЕЗг С23з

Е35

га« га? а

ш»

ЕЬ И» ЕЭ/г

реакционных преобразований исходных пород является парагенезис Hyp+Bi+Cor+Or+Q, в кордиерите которого содержатся многочисленные включения железисто-глиноземистой шпинели. Ширина высокотемпературной зоны контактового ореола около 100-150 м. Температура образования этих пород, определенная по Hyp-Bi геотермометру (Перчук, 1970), составляет 720-730°С.

Глубинность формирования контактово-метаморфических пород Лавкинского интрузива определить точно не представляется возможным, но очевидно, что внедрение массива и контактово-реакционные процессы происходили в области устойчивости андалузита. Сравнение изученных пород с высокотемпературными породами контактового ореола Киглапейтского расслоенного интрузива в Лабрадоре, кристаллизовавшегося на глубине, отвечающей давлению 2,25-4,0 кбар (Speer, 1982), показывает полную аналогию состава минералов однотипных минеральных ассоциаций. Это может служить доказательством близости физико-химических условий метаморфизма в контактовых ореолах Лавкинского и Киглапейтского интрузивов.

3.3.3. Выводы

В Камчатской палеоостроводужной системе минеральные парагенезисы гранулитовой фации формируются при контактовом метаморфизме, сопровождаемом магматическим замещением, в ореолах габброидных плутонов доколлизионного этапа магматизма, а не являются реликтами докембрийского фундамента. Так. в контактовом ореоле Юрчикского массива Ганальского хребта гранулитоподобные породы образовались при Т=750-850°С и Р=3-5 кбар и в дальнейшем претерпели лишь диафторические изменения в условиях амфиболитовой и зеленосланцевой фаций.

4. ОКЕАНИЧЕСКИЙ МЕТАМОРФИЗМ В СПРЕДИНГОВЫХ ЗОНАХ ТЫЛОВОДУЖНЫХ БАССЕЙНОВ

В современных океанических бассейнах метаморфические преобразования океанической коры, связанные с зонами растяжения, наблюдаются в пределах приосевых зон срединно-океаническнх хребтов, спрединговых зон окраинных (тыловодужных) бассейнов и обусловлены деятельностью восходящих и нисходящих флюидных потоков, среди которых преобладает морская вода. Впервые этот тип метаморфизма выделен в 70-годы на основе обобщения материалов драгирования в Срединно-Атлантическом хребте (М1уа81иго, 1970, 1971, 1972) и изучения метаморфических пород офиолитовых комплексов Омана и Тродоса на Кипре (Со1ешан, 1977). Позднее этот метаморфизм, названный гидротермальным или океаническим, был описан во многих офиолитовых комплексах. Примером метаморфических образований с океаническим типом метаморфизма может служить офиолитовая ассоциация Центрального разлома Филиппинского моря (Тарарин и др.,

1988; Тарарин, Чубаров, 1994), где метаморфизм осуществлялся в типичной спрединговой обстановке.

4.1. Центральный разлом Филиппинского моря

Центральный разлом протягивается с северо-запада на юго-восток через всю Филиппинскую котловину (см. рис. 2), представляя собой зону интенсивно расчлененного рельефа с четко выраженной депрессией в осевой части и многочислеными грядами и ложбинами, параллельными ей. Ширина этой зоны достигает 300 км, а амплитуда высот над дном депрессии - 1000-1500 м. Характер строения земной коры в ее пределах и отсутствие признаков сейсмической активности позволили рассматривать зону Центрального разлома как поверхностное выражение глубинного раскола земной коры, трассирующего спрединговую зону, активную в доэоценовое время.

Данные о вещественном составе пород Центрального разлома очень ограничены и относятся только к базальтовой части разреза земной коры, которая, по данным (Щека и др., 1986), представлена оливин-плагиоклазовыми океаническими базальтами, на которых локально развиты щелочно-базальтовые вулканические постройки. В 4-м рейсе нис "Академик Александр Несмеянов" (1984 год) впервые были драгированы метаморфические породы офполитового комплекса, подстилающие базальты (Тарарин и др., 19S8; Тарарин, Чубаров, 1994).

Драгирование проводилось в пределах юго-восточного окончания Центрального разлома, вблизи его сочленения с подводным хребтом Кюсю-Палау. Н..;и~олее успешным было драгирование на ст. Н4-72 (см. рис. 2), где подняты обломь. - рпеталлических пород, разделенных на два комплекса: 1)метаморфпзо1 .них основных и ультраосновных пород и метабазальтов, объединенных в офиолитовую ассоциацию, 2)отностельно слабо измененных базальтов и гиалокластитов.

Офиолитовый комплекс включает метаморфизованные ультрамафиты (серпентинизированные лерцолиты, талькиты, тремолит-тальковые, серпентин-тальковые, тремолит-серпентин-тальковые, магнетит-хлоритовые и амфибол-хлоритовые породы), метагаббро, диабазы, метабазальты, амфиболиты, хлоритоые и амфибол-хлоритовые сланцы, метабазальты и их туфы.

Серпентинизированные лерцолиты состоят из псевдоморфоз серпентина по оливину, псевдоморфоз по энстатиту Ен87, редких кристаллов диопсида и акцессорной Cr-шпинели, характеризующейся повышенной глиноземистостыо и низким Fe3+/Fe2+ отношением. На диаграмме (Dick and Bulleil, 1984) точки ее состава располагаются вблизи центральной части поля Cr-шпинелей абиссальных перидотитов, резко отличаясь от более хромистых шпинелей, типичных для серпентинизированных гарцбургитов и лерцолитов внутренних склонов Марианского и Идзу-Бонинского желобов (Геология дна., 19S0; Геология и петрология зон.., 1991; Bloomer, Hawkins, 1983; Isliii et al., 1992; Тарарин, Чубаров, 1994). По составу акцессорная шпинель лерцолитов Центрального разлома сходна с Cr-шпинелью ультрамафитов разломов

Яп (Щека и др., 1986), Хизена (Лазько и др., 1984) и Кларион (Лазько, 1985).

Метагаббро представлены клинопироксеновыми и амфибол-клинопироксеновыми разностями, нередко бластокатаклазированными. Реже отмечаются метаморфизованные амфиболсодержащие габбронориты. В составе клинопироксеновых габбро первичными минералами являются плагиоклаз Апб5-?2 и хромсодержащий авгит (Тарарин, Чубаров, 1994). Пироксен частично замещается хлоритом 1! актинолитом. Амфибол-клинопироксеновые метагаббро изменены значительно сильнее, чем клинопироксеновые разности. В их составе отмечаются реликты хромсодержащего диопсида, чермакитовой и магнезиальной роговой обманки и псевдоморфозы альбита, хлорита и клиноцоизита по плагиоклазу. Между этими фазами располагаются ильменит и апатит, как бы цементируя породу и обусловливая повышенные концентрации в ней железа, титана и фосфора. Клинопйроксен и первичная роговая обманка интенсивно замещаются актинолитом и ферроактинолитом.

Более широким распространением среди драгированного материала пользуются диабазы. Эти породы сложены интенсивно хлоритизированным и эпидотизированным Лабрадором А1Ц7-52, хлоритизированным и амфиболизированным хромсодержащим авгитом, магнезиальной роговой обманкой, редким биотитом и ильменитом. В интерстициях диабазов присутствует небольшое количество хлоритизированного вулканического стекла.

Метабазальты, слагающие, вероятно, верхи офиолитового комплекса, представлены оливин-клиопироксеновыми разностями. Клинопироксен этих пород в отличие от диабазов и габбро является титанистым авгитом, обогащенным алюминием. Он частично замещается актинолитом, эпидотом и хлоритом. Оливин нацело преобразован в серпентин, а плагиоклаз - альбитизирован.

Амфиболиты драгированы в виде единственного обломка величиной 2 см и представляют собой клинопироксен-амфибол-плагиоклазовую породу, пересеченную маломощным прожилком (?) метаморфизованного клинопироксенового габбро. Амфиболиты сложены оливково-бурой роговой обманкой, андезином А1137 и небольшим количеством авгита, титанистого биотита и Ре-"П оксидов.

Амфибол-хлоритовые сланцы состоят из тонкочешуйчагых агрегатов хлорита (Хм8=0,56), скоплений магнезиального гастингсита, между которыми располагается значительное количество ильменита и сфена. Первичная роговая обманка замещается магнезиальной и актинолитовой роговой обманкой, а затем актинолитом.

Анализ минеральных ассоциаций метаморфизованных основных и ультраосновных пород офиолитового комплекса и применение эмпирического амфиболового геотермобарометра (Мишкин, 1994) свидетельствуют, что все изменения имеют диафторическую природу и происходили в условиях зеленосланцевой фации. Оценка Р-Т-условий метаморфизма дает температуру 320-450°С и давление от <1 до 3 кбар (табл. 16, рис. 3).

Таблица 16. Р-Т-параметри зеленосланцевого метаморфизма пород офиолитового комплекса Центрального разлома Филиппинского моря

Образец Состаи амфибола Т,"С Р, кбар Амфибол Состав плагиоклаза

хм« А1|У

Н4-72/22 0,776 1,307 1,608 560 7,0 Мй-НЬ ап0,3-0,9

0,804 0,6Я0 1,619 425 3,0 Ас1-НЬ

0,554 0,377 1,878 375 <1 Ас!

0,649 0,192 1,760 330 <1 А«

114-72/15 0,871 1,275 1,785 550 6,2 Т5сМ-НЬ Апы 2 (согс)

0,348 1,093 1,575 510 6,0 Яе-НЬ Аназ (пт)

0,357 0,509 1,497 390 2,8 РеАс1-НЬ

0,434 0,113 1,531 320 1,3 Ис-Аа

Н4-72/11 0,731 0,787 1,810 450 2,0 МЁ-НЬ

0,713 0,645 1,819 425 1,5 Аа-нь

0,684 0,216 1,858 340 <1 Аа

Примечание. Обр.Н4-72/22, 72/15 - клинопироксен-амфиболовое метагаббро; Н4-72/11 - амфибол-хлоритовый сланец.

Оливково-бурый амфибол, отмечаемый в большинстве метагабброидов и диабазов, образовался, вероятно, на позднемагматическом этапе кристаллизации межзернового остаточного расплава при температуре 550-650°С и давлении 4-7 кбар, т.е. в условиях глубинных магматических очагов.

4.2. Выводы

Таким образом, в современных спрединговых зонах типичен низкотемпературный океанический метаморфизм низкого давления, осуществляющийся при воздействии на исходные породы основного и ультраосновного состава океанической коры флюида морского происхождения, сопровождаясь интенсивными их метасоматическими преобразованиями.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В современных зонах перехода активного типа от континента к океану широко распространены метаморфические комплексы, формирующиеся в различной геодинамической обстановке и отвечающие различным фациям метаморфизма.

В спрединговых зонах окраинных бассейнов островодужных систем метаморфические породы тесно связаны с офиолитовыми комплексами, характеризуются низкобарным океаническим метаморфизмом и обусловлены деятельностью флюидных потоков, среди которых преобладает нагретая морская вода.

Метаморфизм в глубоководных желобах связан с зонами субдукции океанической коры под окраины континентов или островные дуги и осуществляется в условиях очень низкого геотермического градиента, что обусловливает появление здесь низкотемпературных ассоциаций умеренного и высокого давления (глаукофансланцевая и эклогит-глаукофансланцевая фации). Этот метаморфизм обычно накладывается на минеральные парагенезисы океанического метаморфизма в связи с резкой сменой в этих структурах режима растяжения на режим сжатия с началом процесса субдукции. Причиной образования минеральных ассоциаций глаукофансланцевой и эклогит-глаукофансланцевой фаций является резкое понижение температурного фона в мантийном клине над зоной субдукции, увеличение давления и усиление потоков сильно восстановленных флюидов.

В складчатых поясах, возникающих при коллизии континентальных плит и островодужных систем, формируются обычно зональные метаморфические комплексы, связанные с термальными куполами. Физико-химические условия этих комплексов отвечают температуре 300-700°С и давлению 2-8 кбар.

Наиболее высокотемпературные метаморфические образования островодужных систем возникают при контактово-реакционных процессах и магматическом замещении на контакте с габброидными магмами, внедряющимися в островодужные отложения на собственно субдукционном этапе магматизма. Температура метаморфизма здесь может достигать 750-850°С.

В коллизионных зонах, связанных с перемещением офиолитовых пластин, образуются ореолы метаморфических пород, характеризующихся обратной температурной зональностью и обычно отвечающие повышенному давлению.

Основные публикации по теме работы

По защищаемой теме опубликовано более 80 работ, из которых наиболее важными являются следующие.

Монографии

1. Метаморфизм Тихоокеанского пояса. М.: Наука, 1971. 134 с (соавторы А.А.Маракушев, М.А.Мишкин).

2. Минеральные фации гранитоидов малой и средней глубинносп Дальнего Востока. М.: Наука, 1971. 142 с.

3. Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. /С.С.Зимин, ред. М. Наука, 1991. 264 с. (соавторы С.С.Зимин, В.Г.Сахно, И.Н.Говоров и др.).

4. Геология и петрология зон глубоководных желобов запада Тихон океана /И.Н.Говоров, ред. М.: Наука, 1991. 260 с. (соавторь А.Ф.Бехтольд, Б.И.Васильев, И.Н.Говоров и др.).

8-1

Статьи

1. Metamorphic zones of Kamchatka as an example of the metamorphic assemblages of the inner part of the Pacific belt //Tectonophysics. 1967. V. 4, N 4-6. P. 445-461 (co-authors M.M.Lebedev, E.A.Lagovskaya).

2. Метаморфическая зональность Срединного хребта Камчатки //Вопросы геологии и металлогении метаморфических комплексов Востока СССР. Владивосток, 196S. С. 83-84.

3. Метаморфизм северо-западной части Тихоокеанского пояса //Метаморфические пояса СССР. М.: Наука, 1971. С. 202-221. (соавторы А.А.Маракушев, М.А.Мишкин).

4. Метаморфические формации Востока Азии //Петрология. М.: Наука, 1972. С. 119-127 (соавтор М.А.Мишкин).

5. Некоторые проблемы метаморфизма и рудонисности Тихоокеанского подвижного пояса //Закономерности размещения месторождений полезных ископаемых. Том X. М.: Наука, 1973. С. 96-108 (соавтор М.А.Мишкин).

6. К проблеме строения метаморфического ядра Камчатки (постановка вопроса и некоторые пути к решению) //Вопросы магматизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока. Владивосток, 1973. С. 175-178 (соавтор С.М.Синица).

7. Термодинамические условия метаморфизма в различных структурно-фациальных зонах Тихоокеанского пояса //Термодинамический режим метаморфизма. JL: Наука, 1976. С. 30-38 (соавторы А.А.Маракушев, М.А.Мишкин).

8. Образование глаукофана при натровом метаморфизме вулканогенных отложений стеновой серии Ганатьского хребта Камчатки //Микроэлементы в минералах. Владивосток, 1976. С. 75-81.

9. Геология и петрография зеленосланцевых образований Ганальского хребта Камчатки //Минералогия и петрография метаморфических и метасоматических пород Дальнего Востока. Владивосток, 1977. С. 10-37.

10. О зональности гранатов из метапелптовых пород станового комплекса и Срединного хребта Камчатки //Изв. высших учебн. заведений. Сер. геол. и разведка. 1978. №10. С. 84-90 (соавторы О.В.Авченко, В.М.Чубаров).

11. Происхождение гранулитов Ганальского хребта-Камчатки //Докл. АН СССР. 1977. Т. 234, №3. С. 677-680.

12. Метаморфический комплекс южной части подводного хребта Кюсю-Палау (Филиппинское море) //Геология дна Японского и Филиппинского морей. Владивосток, 1978. С. 26-36 (соавторы Ю.Б.Евланов, М.А.Мишкин).

13. Эволюция метаморфических процессов в Ганальском хребте Камчатки //Корреляция эндогенных процессов Тихоокеанского пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 63-101.

14. Магматическое замещение на контакте габброидов и плагиогнейсов в Ганальском хребте Камчатки //Докл. АН СССР. 1979. Т. 247, №1. С. 179-184.

15. Зональность гранатов и полиметаморфизм отложений Срединного хребта Камчатки //Докл. АН СССР. 1979. Т. 249, №6. С. 1437-1441 (соавтор В.М.Чубаров)

16. Особенности минералогии и зональность гранатов как показатели полиметаморфизма Срединно-Камчатского комплекса //Геология и геофизика. 1981. №6. С. 45-56.

17. Образование чарнокитоподобных пород в метаморфическом комплексе Ганальского хребта Камчатки //Изв. АН СССР. Сер. геол. 1982. №6. С. 45-58.

18. О сложной зональности гранатов (на примере метаморфичесигх пород Срединного хребта Камчатки) //Изв. АН СССР. Сер. геол. 1983. №4. С. 81-90 (соавтор О.В.Авченко).

19. Гранулитовые комплексы Востока Азии //Тихоокеанская геология. 1984. №6. С. 48-57 (соавторы М.А.Мишкин, О.В.Авченко).

20. Эволюция флюидного режима метаморфизма во времени //Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование. Киев: Наукова думка, 1989. С. 109-116 (соавторы О.В.Авченко, И.В.Козырева, М.А.Мишкин).

21. Новые данные о строении Курило-Камчатского желоба //Тихоокеанская геология. 1986. №3. С. 64-73 (соавторы Б.И.Васильев, И.Н.Говоров, Ю.И.Коновалов).

22. Новые данные о геологическом строении вала Зенкевича //Тихоокеанская геология. 1986. №4. С. 99-102 (соавторы Б.И.Васильев, И.Н.Говоров, Ю.И.Коновалов).

23. Метаморфические породы банки Кошеварова (Охотское море) //Докл. АН СССР. 1987. Т. 294, №1. С. 190-192 (соавторы О.В.Авченко, Е.П.Леликов).

24. Эволюция метаморфизма в Срединно-Камчатской метаморфической зоне //Тихоокеанская геология. 1988. №1. С. 63-70.

25. Петрология и геохимия метабазитов и метаультрабазитов Срединнокамчатского хребта //Ультраосновные магмы и их металлогения. Владивосток: ДВО АН СССР, 1987. С. 57-S0 (соавторы В.В.Коваленко, В.В.Перепелица, Ю.С.Бабаева, З.С.Натарова, Л .В. Недашковская).

26. Эволюция метаморфических процессов в Срединнокамчатском массиве //Эволюция геологических процессов Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1987. С. 34-57.

27. Офиолитовый комплекс Центрального разлома в Филиппинском море //Докл. АН СССР. 19S8. Т. 299, №3. С. 692-696 (соавторы О.В.Чудаев, Б.И.Васильев, И.Н.Говоров).

28. Hydrothermal metaraorphism in deep-sea trenches of the Western Pacific //Water-Rock Interaction WRI-6. Proceed. 6th Internat. Sympos. AABalkema/Rotterdain/Brookfield. 19S9. P. 150-162 (co-authoi O.V.Chudaev).

29. О природе метаморфических пород Хавывенской возвышенности Камчатки //Докл. АН СССР. 19S9. Т. 309, №2. С. 405-409 (соавторь: З.Г.Бадрединов, А.Ф.Литвинов, В.БЛопатин, A.B.Белый).

S6

30. О природе доверхнемелового фундамента Восточной Камчатки /Новые данные по петрологии магматических и метаморфических пород Самчатки. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. С. 23-45 (соавтор (.Г.Бадрединов).

31. Ophiolites complexes of deep-sea trenches of tlie Western Pacific /Ofloliti. 1989. V. 14, N3. P. 119-133 (co-authors I.N.Govorov, XV.Chudaev).

32. Верхи офиолитовой ассоциации юго-западной Пацифики к северо-остоку от Новой Зеландии //Докл. АН СССР. 1990. Т. 315, №4. С. 94549 (соавторы И.К.Пущин, В.Г.Сахмо, Р.А.Октябрьский, О.В.Чудаев).

33. Новые данные о магматических породах тектонической системы уга-желоб Кермадек //Тихоокеанская геология. 1991. №4. С. 102-10S соавторы И.К.Пущин, Ю.И.Коновалов, С.К.Злобин, А.П.Фирсов, к.В.Дарьин, П.Ф.Балланс).

34. Метаморфический комплекс о. Карагинский (Восточная Камчатка) /Тихоокеанская геология. 1993. №2. С. 62-76 (соавторы З.Г.Бадрединов, !.М.Чубаров).

35. Основные и ультраосновные породы Центрального разлома Филиппинского моря //Тихоокеанская геология. 1994. №1. С. 38-46 соавтор В.М.Чубаров).

36. Кальциево-натриевые и натриевые амфиболы в эпидот-мфиболовых сланцах Идзу-Бонинского желоба (Тихий океан) //Докл. 'АН. 1994. Т. 339, №5. С. 654-657.

37. Composition and structure of oceanic crust in the southern part of the lew Hebrides arc-trench system //29th Inteniat. Geol. Congr., Kyoto. Abstr. rol 2. Kyoto, 1992. C. 367 (co-authers I.K.Pushchin, Yu.I.Konovalov).

СОДЕРЖАНИЕ

Стр.

Введение 3

Актуальность проблемы 3

Цель и задачи исследований 3

Фактический материал и метод),I исследований 4

Научная новизна работы 4

Практическая значимость работы 5

Основные защищаемые положения 5

Публикации и апробация работы 7

1. Метаморфизм в глубоководных желобах 9

1.1. Идзу-Бонинский желоб 13

1.2. Марианский желоб 19

1.3. Желоб Яп 20

1.4. Желоб Кермадек 22

1.5. Зона Муссау 24

1.6. Новогебридскпй желоб 27

1.7. Выводы 33

2. Метаморфизм в зонах коллизии, обусловленный перемеще- 35 нием офиолитовых масс

2.1. Метаморфический комплекс о. Карагинский 36 (Восточная Камчатка)

2.2. Метаморфический комплекс восточной части н-ова 40 Озерного (Восточная Камчатка)

2.3. Выводы 42

3. Метаморфизм в островодужных системах 43

3.1. Зонально-метаморфические комплексы, связанные с 44 термальными куполами

3.1.1. Срединнокамчатскии массив 44

3.1.2. Хавывенская возвышенность (Восточная 59 Камчатка)

3.1.3. Выводы 65

3.2. Зоны контактовою метаморфизма, связанные с внед- 65 рением табброидных магм

3.2.1. КонтактоБО-реакшюнные образования Юрчик- 66 ского массива (Ганальский хребет Камчатки)

3.2.2. Контактово-реакционные образования Лавкпн- 78 ского интрузива (Срединнокамчатский массив)

3.2.3. Выводы 80

4. Океанический метаморфизм в спрединговых зонах тылово- 80 дужных бассейнов

4.1. Центральный рахтом Филиппинского моря 81

4.2. Выводы ЬЗ Заключение 83 Основные публикации по теме работы 84