Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Офиолитовые и бонинит-офиолитовые ассоциации островодужных систем западной Пацифики

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Офиолитовые и бонинит-офиолитовые ассоциации островодужных систем западной Пацифики"

..-о гл

ион

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

им. М. В. Ломоносова ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ КАФЕДРА ПЕТРОГРАФИИ

На правах рукописи УДК 552.3+551.242.2](265)

Высоцкий Сергей Викторович

Офиолнтовые и бонинит-офполитовые ассоциации островодужных систем западной Пацифнки

Специальность 04.00.08 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва -1996

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте (ДВГИ) Дальневосточного отделения РАН, Владивосток

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук, академик РАЕН, профессор Доктор геолого-минералогических наук

Доктор геолого-минералогических наук

Ведущая организация

Т. И. Фролова МГУ им. М.В. Ломоносова Н. И. Безмен (ИЭМРАН) Ю. И. Дмитриев (ИГЕМ РАН) Инсппут морской геологии и геофизики ДВО РАН (г. Южно-Сахалинск)

Защита состоится " /ь " ^<- 1996 года в

часов в ауд. У/&" на заседании специализ!фованного Совета Д.053.05.26 по петрографии и вулканологии, геологии, поискам и разведке рудных и нерудных месторождений, металлогении, минералогии, кристаллографии при геологическом факультете Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова по адресу: 119899, Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (зона "А", 6 этаж).

Автореферат разослан" 3 " ^л 1996 г.

Ученый секретарь специализированного Совета доктор геолого-минералогических наук

В. И. Фельдман

Общая характеристика работы

Актуальность проблемы. Исследования последпих лет показали, что в основании ряда островных дуг западной Пацнфики присутствуют скаполитовые ассоциации. Многие исследователи считают их реликтами коры ложа Тихого океана, хотя состав офиолитовых ассоциаций изучен явно недостаточно, так же как и неизвестна тектоническая обстановка их образования. В последние годы, преимущественно на примере континентальных областей, показано большое разнообразие типов офиолитов, причем образование большинства из них связывается не с обстановкой открытых частей океана, а с различными тектоническими обстановками островодужных систем. В то же время в литературе отмечается отличие офиолитовых ассоциаций островных дуг от подобных ассоциаций, обнаруженных в разных структурах современных океанов (среднпно-океанических хребтах, трансформных разломах и т.д.). Все это свидетельствует о необходимости типизации офиолитовых ассоциаций островодужных систем и выявлении критериев их распознования.

В последние годы получены важпые доказательства того, что процессы генерации магм под островными дугаш! начинаются с плавления гетерогенного вещества верхней мантии. Многие исследователи полагают, что инициальными вулканитами, которые характерны для начальных этапов развития островных дуг, являются лавы боншштовой серии. Хотя при движении от источника плавления к месту излияния магма может изменить свой состав, считается, что наиболее примитивные бошпшты близки родоначальным мантийным расплавам (Duncan, Green, 1980,1987; Tatsumi, 1982; Hawkins et al., 1984.). Поэтому их изучение может дать ключ к пониманию тех процессов, которые ответственны за магматическую активность островных дуг.

Бониниты, как правило, ассоциируют с офиолитами. В настоящее время причина такой парагенетической связи офиолитов и бониннтов пока еще не ясна. Большинство исследователей либо не обращало на нее внимание, либо считали подобную ассоциацию случайным сочетанием. Анализ опубликованных данных и авторских материалов показал закономерность сопахождения офиолитов и бонинитов в геологической истории Земли. Этот факт может иметь важное значение для корректного решения вопроса о происхождении бонинитовых расплавов и роли офиолитов в рассматриваемом процессе.

С некоторыми типами офиолитов связаны крупные месторождения минерального сырья. Наиболее распространены месторождения хрома, платины, силикатного никеля, асбеста и талька (в нижних частях разреза офиолитов), а так же рудопроявления золота, меди, полиметаллов (в верхних частях разреза). В то же время часть офиолитовых ассоциаций не содержит промышленных месторождений. Проблема разделения офиолитовых ассоциаций па рудоносные и непродуктивные и разработка крите-

риев оценки их перспективности давно стоит перед геологами, но пока не решена. Бонинитовые же комплексы в этом отношении совершенно не изучены, хотя они могут быть чрезвычайно перспективны в отношении месторождений таких металлов, как хром, платиноиды, медь никель.

Цели и задачи исследования. Целью данной работы является типизация офиолитовых ассоциаций современных островодужных систем западной части Тихого океана на основе обобщения и анализа авторских и опубликованных материалов, а также выяснение специфических особенностей бонинитовых комплексов и их связи с офиолитами. При этом предполагалось решение следующих задач:

1. Разработка минералогических, геохимических и петрологических критериев типизации офиолитовых и бонинит-офиолнтовых ассоциаций.

2. Выяснение физико-химических условий кристаллизации бонинитов на основе изучения неоднородности химического состава минералов, а также влияния восстановленного флюида на процессы кристаллизации.

3. Выявление металлогенической специфики бонинитовых комплексов с целью прогноза перспектив рудоносности.

4. Разработка геодинамической модели формирования бонинит-офиолитовых ассоциаций.

Фактический материал и методы исследований. Работа выполнена в ДВГИ и построена на материале, собранном автором в течение 20 лет в морских и сухопутных экспедициях по планам НИР, включавшим следующие темы: "Фундамент Тихоокеанских активных окраин", "Тектонические обстановки магматизма и рудообразования в океане", "Минералогические и геохимические индикаторы петрогенезиса и рудоносности вулкано-плутонических базит-шпербазитовых комплексов зоны перехода океан-континент". Морские экспедиции проводились в рамках проектов "ВЕСТПАК" и "Мировой океан". В последние годы работа частично выполнялась за счет средств Международного научного фонда (ISF) по теме "The problem of boninite magma petrogenesis: heterogeneous chemical composition of the minerals as indicators of crystallization processes", номера грантов NZ 2000, NZ 2300.

Диссертация построена на фактическом материале, в большинстве случаев уникальном и впервые изучавшемся автором. В частности, автором были детально изучены бонинит-офиолитовая ассоциация дуги Тонга, офиолитовая ассоциация Филиппинского моря, высокобарная офиолито-вая ассоциация Приморья, бонинит-офиолитовая ассоциация Сахалина. Геологическое изучение офиолитов и боншшт-офиолитовых ассоциаций сопровождалось детальным петрографическим, минералогическим и геохимическим исследованием пород с широким использованием физико-химических методов анализа.

Научная новизна. Выявлен комплекс минералого-петрологических критериев типизации офиолитовых и бонинит-офиолитовых ассоциаций,

образовавшихся в различных тектонических обстановках. На основании детального изучения состава минералов и их зональности в бошпштах и породах офиолитовых комплексов выдвинуто положение о том, что бони-нитовые магмы кристаллизовались в специфических условиях окисления метано-водородного флюида. Показано, что в кристаллизации бошшитов выделяются минимум два этапа, разделенных периодом резкой смены физико-химических условий. В первый этап кристаллизация протекала в относительно "сухих" условиях, во второй - под воздействием окисления мантийного метано-водородного флюида, поступавшего в магматическую камеру. Для подтверждения теоретических положений были проведены математическое моделирование возможного процесса и экспериментальные исследования. В экспериментальных образцах было получено расщепление расплава на существенно оливиновую (водосодержащую) н орто-пироксеновуго (водородсодержащую) фазы. Впервые для окраины континента выделены высокобарные офиолитовые комплексы.

Практическая значимость работы определяется тем, что разработанные критерии типизации офиолитов и бонинит-офиолитовых ассоциаций позволяют реконструировать палеотектоническую обстановку и условия их образования для комплексов континентов. Это особенно важно для палеотектонических реконструкций и выяснения перспектив рудоносно-сти. В работе доказывается перспективность бонинит-офиолитовых ассоциаций в отношении хромово-платинового оруденения и проводятся аналогии с расслоенными массивами. Результаты исследования офиолитовых ассоциаций Приморья использованы Приморской геолого-съемочной экспедицией при проведении геологического картирования и поисковых работах.

Апробация работы. По теме диссертации опубликованы 43 работы; в том числе 1 личная и 5 коллективных монографий. Главные положения диссертации докладывались на II Всесоюзном съезде океанологов (Севастополь, 1982), I Тихоокеанской школе по морской геологии (Владивосток, 1983), Всесоюзном совещании "Ультраосновные магмы и их металлогения" (Владивосток, 1983), 15 конгрессе Тихоокеанской научной ассоциации (Новая Зеландия, 1983), 27 Международном геологическом конгрессе (Москва, 1984), II Тихоокеанской школе по морской геологии (Южно-Сахалинск, 1985), Международном совещании по геолого-геофизическому картированию Тихоокеанского региона (Южно-Сахалинск, 1989), 29 Международном геологическом конгрессе (Киото, Япония, 1992), 11 Международной школе морской геологии (Геленджик, 1994).

Структура и объем работы. Диссертация выполнена в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН (г. Владивосток) и представлена в виде рукописи объемом 252 стр., состоящей из восьми глав, введение и заключение. В первой главе приводится обзор современного состояния

проблемы и главные нерешенные вопросы, а так же обосновываются цели и задачи исследования. В следующих трех главах на конкретных примерах описываются офиолиты современных океанов, островных дуг и окраины континентов. В следующих двух главах приводится описание бони-ннтовых офиолитов, находящихся в современных и древних островных дугах. Последние две главы посвящены обобщению ранее изложенного материала и изложению экспериментальных данных. Представляемый материал проиллюстрирован в 64 таблицах и 96 рисунках. Список цитированной литературы составляет 264 наименования.

Основные выводы (защищаемые положения):

1. Среди офиолитовых ассоциаций островодужных систем Тихого океана выделяются три группы - океанические, окраинно-морские, остро-водужные.

а) Океанические офиолиты являются реликтами древней океанической коры в фундаменте эпиокеанических островных дуг и отчлененных впадин окраинных морей.

б) Окраинно-морские офиолиты слагают неофундамент новообразованных задуговых и междуговых впадин островодужных систем. Офиолиты данной группы сформировались одновременно со становлением и развитием этих впадин.

в) Бонинит-офиолитовые ассоциации формируются в процессе становления и развития островных дуг и являются типичными островодужными образованиями.

2. Выделенные типы офиолитов различаются по набору пород, их минералогии, геохимии и условиям образования. Океанические офиолиты и окраинно-морские офиолиты, как правило, йостоят из ассоциации пород, в которой основную роль играют океанические толеиты, габбро, трокто-литы и гарцбурппы. Они формировались из магмы, недосьпценной крем-некислотой. Доминирующую роль в породах океанических и окрашшо-морских офиолитов играет оливин-плагиоклазовый парагенезис минералов. В ассоциирующих пироксенах наблюдается последовательное увеличение роли кальция относительно хрома и алюминия при переходе от ультрабазитов к габброидам. Дня шпинелей в этом же направлении характерен рост общей железистости на фоне падения глиноземистости. Океанические офиолиты образовались в относительно "сухих", условиях, тогда как окраинно-морские офиолиты сформированы из магм, насыщенных водосодержащим флюидом, о чем. свидетельствует присутствие позднемаг-матического титанистого амфибола (керсутита).

Бонинит-офиолитовые ассоциации сложены вулканитами бонинитовой серии - габбро-норитами - ортопироксенитами - гарцбургитами. Главной особенностью их минерального состава является доминирующая роль ор-топироксена. Пироксеиы бонинит-офиолитовых ассоциаций характеризуются повышенными содержаниями хрома и пониженными - титана. Состав

пироксенов в направлении от ультрабазитов к габброидам обогащается глиноземом относительно хрома, кальция и титана. Для шпинелей в этом же направлении характерепы незначительные вариации общей железисто-сти на фоне роста глиноземистостн. Бонинит-офиолитовые ассоциации формировались из высокотемпературной магмы, насыщенной кремнекис-лотой и восстановленным флюидом.

3. Первопричиной различия офиолитов срединно-океанических хребтов (океанических) и офиолитов задуговых бассейнов является то, что первые кристаллизуются из "сухих" магм, а вторые - из более водонасы-щенных. Присутствие водосодержащего (или водогенерирующего) флюида в магмах островодужных систем может быть решающим фактором в дивергенции геохимических признаков формирующихся пород, даже если они образуются в близких тектонических обстановках из однотипных магм.

4. Бонинитовые магмы возникают в результате взаимодействия мантийного материала с фундаментом (офиолитами) эпиокеанических островных дуг в условиях повышенного подтока восстановленного флюида (метано-водородные потоки). Окисление восстановленного флюида в магматической камере оказывает значительное влияние на процесс кристаллизации магмы и состав кристаллизующихся минералов.

5. Кристаллизация бонинитовых магм в коровых условиях может приводить к появлению расслоенных массивов, являющихся вмещающими породами для крупных месторождений цепных металлов (хрома, платиноидов и т.д.). Поэтому наличие эффузивов бонинитовой серии является важным признаком для поисков месторождений этих металлов. Одним из наиболее перспективных районов в этом отношении является Восточный Сахалин.

Благодарности. При работе над темой диссертации автор во многом руководствовался советами и консультациями профессора, доктора геоло-го-минералогаческих наук С. А. Щеки. Научные аспекты работы неоднократно обсуждались с докторами геолого-минералогических наук В. И. Шульдинером, И. Н. Говоровым, С. С. Зиминым, А. И. Ханчуком, Л. П. Плюсниной, ст. н. с. А. А. Вржосеком, геологами Приморской геологосъемочной экспедиции В. И. Рыбалко, В. В. Оковитым. Помощь в сборе и обработке геологических материалов была оказана коллегами по лаборатории, к. г-м.и. Г. И. Говоровым, И. В. Кемкиным, В. В. Голозубовым, В. П. Нечаевым. Аналитическая обработка материалов в разные годы осуществлена Л. А. Авдевниной, Т. Г. Ватутиной, В. И. Брюхно, Т. В. Сверку-новой, Т. И. Бортиной, В. И. Таскаевым, Н. И. Кирюхиной, В. И. Сапи-ным, В. М. Чубаровым, Г. И. Макаровой. Всем им автор глубоко признателен. Автор благодарен также начальникам экспедиций НИС "Каллисто" и НИС "Академик А. Виноградов" И. К. Пущину и С. А. Щеке за предоставленную возможность участия в них и сбора необходимого материала.

КРАТКОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1.Современные представления об офиолигах, бонинитах и бони-нит-офиолитовых ассоциациях островодужных систем.

Генезис и эволюция островодужных систем всегда вызывали острые дискуссии. С одной стороны, это связано с тем, что без знания закономерностей их возникновения и эволюции невозможно решить фундаментальную проблему направленности развития земной коры и определить геологическую природу зоны перехода континент - океан. С другой стороны, эти структуры привлекают внимание приуроченностью к ним месторождений нефти и газа, меди, полиметаллов и ряда других полезных ископаемых.

Дискуссионен уже сам термин "островодужная система". Не вдаваясь в подробности существующих разногласий, следует отметить, что в данной работе под островодужной системой автор, вслед за другими исследователями (Марков, 1975), понимает структурный комплекс, состоящий из осевого тектоно-магматпческого поднятия (собственно островной дуги) и обрамляющих его глубоководного желоба и котловины окраинного моря. По типу фундамента островодужные системы делятся на энсиаличе-ские и энсиматаческие (Шульдинер, Высоцкий, Ханчук, 1987). Обычно к энсиматическим относятся те, для которых установлено или предполагается преимущественное развитие в основании (фундаменте) мафических пород (различных ультрабазитов, габброидов, базальтов, основных кри-сталлосланцев н т. п.). Согласно современным представлениям островодужная система, заложившаяся на океанической коре (эпиокеаническая), является энсиматической.

Важную роль в строении коры энсиматических островодужных систем играют офиолитовые ассоциации, которые многими исследователями считаются реликтами океанической коры (Геология дна..., 1980; Книппер, 1975; Колман, 1979; Пущин, 1983 и др.). Однако исследования последних лет, преимущественно на примере континентальных областей, показали большое разнообразие типов офиолитов, причем образование большинства из них связывается не с обстановкой открытых частей океана, а с различными тектоническими обстановками1 островодужных систем.

По проблеме накоплено значительное количество информации, однако многие геологические данные интерпретируются неоднозначно. Даже термин "офиолиты" и модель строения офиолитового комплекса разными исследователями понимаются по-разному, общепризнанными остаются

Под тектонической обстановкой здесь понимается совокупность условий и процессов, формирующих конкретный участок земной коры в определенный отрезок времени. Тектоническая обстановка отражается в элементах структуры и вещественном составе геологических тел (магматических, метаморфических, осадочных, рудных и т. д.).

лишь парагенетическое единство ультрабазитов, габбро и вулкапогенпо-осадочных толщ и некоторые особенности их состава.

Краткий обзор приведенного в работе материала убедительно свидетельствует о том, что дискуссия сейчас ведется в основном вокруг геодинамического аспекта термина "офиолиты". Структурно-описательная часть термина особых споров не вызывает. Поэтому вслед за многими другими исследователями в диссертации под офиолитами автор понимает закономерный комплекс парагенетически связанных магматических пород, включающих базит-ультрабазитовые массивы и ассоциирующие с ним толеитовые вулканиты. Последовательный ряд пород офиолитовой ассоциации соответствует схеме, предложенной на Пенроуз-ской конференции (Колман, 1979), однако формироваться офиолиты, вероятно, могут в различных тектоно-магматических обстановках. Таким образом, первой главной задачей работы являлась разработка минералогических, геохимических и петрологических критериев типизации офиоли-товых ассоциаций современных островодужных систем и выяснение тектонической обстановки их образования.

В последние годы получены важные доказательства того, что процессы генерации магм под островпыми дугами начинаются с плавления гетерогенного вещества верхней мантии. Хотя при движении от нсточпика плавления к месту излияния магма может изменить свой состав, многие исследователи допускают, что родоначальным мантийным расплавам отвечают примитивные боншшты (Duncan, Green, 1980,1987; Tatsumi, 1982; Hawkins et al., 1984; Boninites ..., 1989). Поэтому их изучение может дать ключ к пониманию тех процессов, которые ответственны за магматическую активность островных дуг. В этом отношении следует обратить внимание на два аспекта проблемы. Во-первых, бониниты до сих пор обнаружены только в островодужных структурах, современных или древних. Во-вторых, в большинстве случаев они находятся в тесной ассоциации с офиолитами. Анализ литературных данных показывает, что офиолиты без бонинитов существуют, а вот бонинитов без офиолитов практически не обнаружено. Причина этой связи пока неизвестна, хотя совершешю ясно -такая ассоциация не случайна.

В настоящее время установлено, что бониниты являются такими же характерными островодужпымн образованиями, как и андезиты. Собственно бониниты (эффузивные породы, содержащие 14-15% MgO при 53-54% SiCb) являются лишь одним из членов дифференцированной серии вулканических пород (Hawkins et al., 1984), состав которой меняется от ультраосновных (оливиновые бониниты) до кислых (бонинитовые дациты и рио-литы) разностей. Предполагается, что вулканиты бонинитовой серии фиксируют начальные этапы становления и развития эпиокеанических островодужных систем.

За последние двадцать лет проведен большой объем исследований пород бонинитовой серии, в которых изучены их основные петрологические и геохимические особенности. Большинство исследователей полагает, что бошшитовые расплавы образовались при высоких температурах и низких давлениях в присутствии воды. Вода снижает температуру плавления мантийного перидотита и расширяет поле устойчивости оливина, при этом состав выплавки должен быть существенно кремнеземистый и магнезиальный (ортопироксен-клинопироксеновый), а тугоплавкий остаток - преимущественно оливиновый. Между тем, некоторые исследователи полагают, что получение боншштовых расплавов возможно и в "сухих" условиях, либо при очень малых концентрациях воды в источнике (Pearce et al., 1992). Это подтверждается и данными экспериментов (Jaques & Green, 1980). Однако в породах бонинитовой серии вода присутствует и в довольно значительных количествах, это неоспоримый факт. Тогда возникает вопрос, на каком этапе становления боншшта как породы вода начинает играть активную роль?

Если образование первичных боншштовых магм проходило в "сухих" условиях, а вода попадала в машу позже, на каком-то этапе ее подъема к поверхности, это должно было привести к кардинальной смене физико-химических условий. Следы этого процесса должны быть зафиксированы в структуре и составах минералов, которые потенциально содержат полную информацию о таких магматических процессах, как термальная история, изменение состава расплава и вариации фуштивности кислорода.

Таким образом, второй основной задачей данной работы являлось исследование изменения физико-химических условий кристаллизации, а так же влияние восстановленного флюида на процессы кристаллизации примитивных бонинитов на основе изучения неоднородности химического состава минералов. Кроме того, детальное петрологическое исследование всех разновидностей пород бонинит-офиолитовых ассоциаций современных и древних островодужных систем может дать ключ к пониманию причин тесной связи бонинитов и офиолитов.

Эти задачи решаются преимущественно на примере офиолитовых и бонинит-офиолитовых ассоциаций островодужных систем западной Пацифи-ки, а также современных океанов и окраины континента.

Глава 2. Офиолиты современных океанов

По данным драгирования и бурения офиолиты современных океанов представлены ассоциацией пород, в которую входят гарцбургиты, лерцо-литы, дуниты, троктолиты, различные габбро, долериты и океанические толеитовые базальты. Следует отметить отсутствие достоверно установленных находок плагиогранитов в этой ассоциации.

В настоящее время считается, что офиолиты представляют собой выходы океанической коры, большая часть которой сформировалась в сре-

динно-океаппческих хребтах, опоясывающих Землю и образующих единую рифтовуто систему Мирового океана. Наиболее активной зоной в сре-дшшо-океаннческих хребтах является осевая часть, где расположены морфологически выраженные гребень и осевая рифтовая долина. Наблюдениями с подводных обитаемых аппаратов па дне рифтовых долин обнаружены зияющие трещины, свежие лавовые потоки и активные гидротермальные системы, что однозначно свидетельствует о высокой современной тектонической и вулканической активности средшшо-океэпических хребтов, по крайней мере - их осевых частей.

Геофизическими исследованиями установлено существование малоглу-бпнных магматических камер в осевых зонах средшшо-океанических хребтов (Detrick et al., 1987; Burnett et al., 1989; Macdonald, 1989). Совокупность современных сейсмических томографических исследований с другими геофизическими данными позволила установить, что собственно магматическая камера, содержащая более 50% расплава, имеет очень небольшие размеры. Однако она подстилается широким ореолом очень горячих пород (около 1000 °С), содержащих незначительные проценты расплава, образуюншх область пониженных скоростей под хребтом (скорость сейсмических волн здесь снижается на 0.5-1.0 км/сек), для которой не удалось построить привычную модель слоистой структуры земной коры. Эта область занимает как минимум 6 км в ширину и поддерживает в изо-статическом равновесии гребень хребта в 200-400 м высотой и 8 км шириной вдоль оси СОХ. На вершине этого расширяющегося книзу резервуара разогретых пород расположена топкая "лужа" почти 100-процептного расплава, шириной около 4 км и мощностью' не более нескольких сот метров.

Не вызывает сомнения, что в осевой магматической камере происходит кристаллизация (по крайней мере, частичная) базальтовых расплавов и образование различных габброидов и ультрабазитов, которые и слагают значительную часть океанической коры. Это подтверждается находками пород офиолитовых ассоциаций, драгированных в средшшо-океанических хребтах и в зонах пересечения их трансформными разломами (Бопатти и др., 1973; Мелсон, Томпсон, 1973; Лазько и др., 1984; Савельева, 1987; Prinz et al., 197.6; Bloomer et al., 1989).

Из анализа многочисленных опубликованных материалов следует, что:

1) Осевая часть зоны современного спредннга в структурном плане неоднородна. Основой ее структурного плана является спрединговая ячейка, в пределах которой сосредоточены основные проявления активного вулканизма и гидротермального рудообразования. Границами спрединговон ячейки могут быть как трансформные разломы, так и различные нетранс-формные смещения. Как правило, осевая часть зоны спредннга между двуш крупными трансфоркшыш! разломами состоит из гирлянды элементарных спрединговых ячеек, эшелонированно сменяющих друг друга по

простиранию и разделенных нетрайсформными смещениями. В пределах элементарной снредипговой ячейки структура осевой части зоны спредин-га более или менее однородна и линейна.

2) Структурная сегментация осевой зоны спрединга отражается в геохимических аномалиях вулканитов. Если линейные однородные участки элементарной снрединговой ячейки сложены толеитами Н-тина СОХ, то любое нарушение структуры сопровождается появлением базальтов с геохимическими аномалиями (обогащенных или деплетированных некогерентными элементами) или более дифференцированных вулканитов. Из этого следует, что поверхностная сегментация зоны спрединга является отражением более глубинных процессов и элементарная спрединговая ячейка имеет свои ограничения не только на поверхности, но и в глубоких слоях коры и верхней мантии.

3) Кристаллические породы основного-ультраосновного состава, известные в осевых частях срединно-океанических хребтов, сформировались в результате кристаллизации магматического расплава в осевой магматической камере. Их тренд дифференциации отражает оливин-плагиоклазовое фракционирование. В дальнейшем они были выведены на поверхность морского дна в результате тектонических процессов.

4) Модель строения осевой зоны спрединга на примере ВТП показывает, что уже на стадии формирования твердой океанической коры закладываются те границы, по которым в дальнейшем происходит ее тектоническое расслоение, практически повсеместно наблюдающееся в офиоли-товых комплексах континентов и часто встречающееся в океанах. Эти границы связаны с совмещением в вертикальном разрезе разных по физическим свойствам геологических тел - твердого (базальты и диабазы второго слоя коры), жидкого (осевая магматическая камера) и твердопласти-ческого (подстилающие разогретые породьг коры и верхней мантии) состояния. Появление горизонтальных напряжений в условиях спрединга приведет к горизонтальным срывам вдоль этих границ, а разная скорость движения пластин в результате даст надвиги и скучиванье океанической коры.

Глава 3. Офиолиты задуговых бассейнов (на примере ассоциации котловины Паресе-Вела Филиппинского

моря)

Как известно, земная кора глубоководных впадин окраинных морей соответствует океаническому типу, что послужило основанием ряду исследователей отнести их к отгороженным участкам дна океана (Васильковский, 1960, 1981; Гнибиденко, 1979). Однако Д. Кариг (Karig, 1970, 1971) развил представление о том, что котловины окраинных морей являются новообразованными структурами, формирующимися в результате задугового спрединга над поднимающимся мантийным диапиром. Прини-

мая современные представления о строении коры океанического типа, можно ожидать широкое распространение офиолитовых комплексов в глубоководных впадипах окраинных морей, независимо от упомянутых точек зрения на их природу. Этот тезис подтверждался редким! разрозненными находками габбро и гапербазитов в глубоководных впадинах Филиппинского моря (Геология дна ..., 1980) и котловины JTay (Hawkins, 1976), однако полпого разреза офиолитов в окраинных морях до последнего времени известно не было. Впервые он был обнаружен в котловине Паресе-Вела Филиппинского моря, в зоне разлома Яп, при драгир'овании впадины Айпод (IPOD) во время экспедиции 3-го рейса НИС "Академик А. Виноградов".

Офиолитовая ассоциация во впадине Айпод была обнаружена на трех станциях. Ультрабазит-габбровая часть ассоциаций представляет собой широкий ряд дифференциации от лейкократовых габбро и троктолитов к дунитам с широким развитием плапюклазовых разностей пшербазнтов и единичными экземплярами гарцбургитов. Пестрота состава ультрабазитов, широкий набор габброидов в тех же пробах, а также морфология обломков - брекчневшшость, тектонические зеркала скольжения, присутствие брекчий с обломками пород офиолитовой ассоциации, в разной степени дезинтегрированных, - все это свидетельствует о сильной тектонической нарушенности офиолитовой ассоциации. Главные петрографические особенности пород офиолитовой ассоциации впадины Айпод приведены в таблице 1.

Исследование пород офиолитовой ассоциации впадины Айпод показало следующее:

1. Для плапюклазовых разностей устанавливается прямая корреляция железистости сосуществующих фемнческнх минералов с содержанием альбитовой компоненты в плагиоклазе. Характер кривой, полученной для габброидов впадины Айпод, аналогичен кривым классических расслоенных интрузий (Уэйджер, Браун. 1970). Этот факт, наряду с кумулятивными структурам!, а так же присутствием кумулятивных плапюклазовых ультрабазитов, свидетельствует о существенной роли магматической дифференциации в формировании офиолитов.

2. Хром!Стые шпинели образуют единый ряд, причем шпинели дунитов и перидотитов наиболее хромистые и магнезиальные, а шпинели оливнно-вых габбро содержат максимальные количества глинозема, титана при повышенной железистости. Шпинели из троктолитов являются связующим звеном между первыми двумя группам! и характеризуются промежуточными свойствам!. В то же время часть шпинелей из плапюклазовых разностей ультрабазитов и мелких обломков дунитов близка по составу шпинелям троктолитов. Этот факт находит свое объяснение переслаиванием плапюклазовых и бесплапюклазовых разностей. Вероятно, дуннты и троктолиты образуют соответственно меланократовые и лейкократовые

Таблица 1. Общая характеристика пород офполитовой ассоциации впадины Айпод (минеральный и петрохимический состав дан в % ).

Группа Петрографи- Минералы Геохимические

ческий тип Первичные Вторичные особенности

Дуниты Аподунитовые серпентиниты 93-99 Ол, 0-5 Рп, Мп, 1-2 Хр (Хо=46-53) Срп, Тл, Мт, Хл, Км (?) 37-38 MgO, 00.13 СаО, 6-8 FeO*, f=S-11

Серпентиниты по плагаоклазовому дуниту 92-93 Ол, 6-8 Пл, 1-1.5 Хр (Хс[=51) Срп, Мт, Хл

Перидотиты Апо1арцСурп:то-вые серпентиниты 83-96 Ол, 4-12 Рп (f=9), 0-3 Мп (f=7-8), 1-1.5 Хр (Хо=40-48) Срп, Мт, Хл 31-33 MgO, 0.81.7 СаО, 8-11 FeO*, 1=12-16

Плагиоклазовые серлиты 30 Ол, 55-60 Мп, 10-15 Пл (Ан=70-77), 1 Хр (?) Срп, Хл, Амф, Мт 22 MgO, 9 СаО, 10 FeO*, f=12-16

Троктолиты и оливиновые габбро Меланократовые троктолиты 86-93 Ол, 6-12 Пл, 0.5-4 Хр Срп, Тл(?), Амф, Хл, Мт, Грс 31-33 MgO, 22.6 CaO, 8-10 FeO*, f=12-15

Лейкократовые троктолиты 20-30 Ол, 0-10 Мп (f=10-11), Плм, 60-80 Пл (An=60-S2), 1 Хр (Хсг=48-60) Срп, Тл, Хл, Акт, Мт, Пр 13-20 MgO, 3-7 CaO, 4-6 FeO*, f=12-14

Меланократовые оливиновые габбро 50-70 Ол (Фа=14), 6-15 Мп (f=8-11), 0-3 Рп (f=13) 15-35 Пл (Ан =70), ед. Плм, 2 Хр (Хсг=48-60) Срп, Амф, Хл, Смк, Мт 25 MgO, 4,6 CaO, 9 FeO*, f=17

Лейкократовые оливиновые таббро 0.5-20 Ол (Фа=25), 10-20 Мп (f=14-18), 60-75 Пл (Ali =62), ед. Тмт Срп, Мт, Акт, Хл 7-10 MgO, 1214 CaO, 3.5-5 FeO*, {=20-25

Здесь и в последующих таблицах:

а В подсчет количества первичных минералов включались псевдоморфозы. Ол -оливин, Пл -плагиоклаз, Мп -клинопироксен, Рп -ортопироксен, Амф - роговая обманка, Руд - рудные, Шп -шпинель, Ali - апатит, Илм - ильменит, Хр - хромит, Тмт - титаномагнетит ,Кв - кварц, k Вторичные минералы: Трем - тремолит, Акт - актинолит, Км - куммингтонит, Пр - пренит, Хл - хлорит, Срп - серпентин, 11д - иддингсит, Смк - смектит, Гбн - гидробиотит, Срц - серицит, Тл -тальк, Кб - карбонат, Эи - эпидот, Аб - альбит, HFe - гидроокислы железа. с f=Fe*/Fe*+Mg, mol.%

Продолжение таблицы 1.

Группа Петрографический тип Минералы Геохимические особенности

Первичные Вторичные

Габбро-нориты и габбро Габбро-нориты 25 Рп (f=30), 25 Мп (f=26-28), 50 Пл (Ан =54-62), ед. Плм, Мт Тл, Км, Мт, Акт 9 MgO, 12 СаО, 8 FeO*, f=33

Габбро 25-40 Мп, 55-65 Пд (Ан =60-65), ед. Рп (f=22)

Амфиболизирова н-.чые, катакла-зиро-ванные габбро 25-40 Мп, 50-60 Пл (Ан =73), 10-15 Амф Км, Хл, Акт, Аб 8 MgO, 13-14 СаО, 4 FeO*, f=20

Оливиповые габбро-долериты и долериты Амфиболизирова н-ные габбро-долериты 5 Ол (?), до 35 Мп, 50 Пл (Ан =57-70), 1-15 Амф, 0-5 Плм, Мт, 1-5 измененное стекло (?), ед. Ап, Сф. Тл, Хл, Акт 1-1,1 ТЮ2, 9-10 MgO, 9-10 СаО, 7-8 FeO*, f=30-33

Оливиновые долериты 2-7 Ол (?), 25-30 ."лп, 4555 Пл (Ан =47-75), 1-17 Амф, 2-5 Плм, Мт, 5-10 изменен-ное стекло (?), ед. Рп, Лк. Тл, Хл, Км, Акт, Аб 1-1,4 ТЮ2, 8-10 MgO, 10-11 СаО, 7-10 FeO*, f=30-37

прослои в низах кумулятивной серии. Учитывая присутствие многочисленных переходных разностей между дунитами и лейкократовыми трокто-литами, данный вывод имеет большую степень достоверности.

Наиболее хромистые и магнезиальные шпинели по составу аналогичны шпинелям альпинотипных и абиссальных ультрабазитов. Они расположены в самой низкой точке тренда ультрабазит-габбровой ассоциации впадины Айпод. В дальнейшем тренд изменения составов шпинелей частично совпадает с полем альпинотнпных перидотитов, пересекает нижний край поля шпинелей расслоенных интрузией и заканчивается в области хромистых магнетнтов. С учетом закономерности в изменении состава шпинелей расслоенных интрузий полученная закономерность также свидетельствует о широком развитии процессов дифференциации при становлении габброидов, а тренд изменения состава шпинелей отвечает оливин-плагиоклазовому фракционированию.

3. Данные по температурному режиму кристаллизации ультрабазитов и габбро показывают, что пнроксены кристаллизовались при температурах 1220-1000°С. Однако интервал кристаллизации пород значительно шире. Из экспериментов известно (Jaques, Green, 1980; Elthon, Scarfe, 1984), что ассоциация оливина и шпинели (дуниты) образуется при температурах выше 1220-1250 °С в широком диапазоне давлений. В данном случае при-

сутствие плашоклазовых перидотитов в офиолитовой ассоциации указывает на то, что давление не превышало 5-7 кбар. В таких условиях кристаллизация оливина и шпинели в равновесии с расплавом происходит в интервале 1220-1390 °С (Е1йюп, Бсайе, 1984). По данным двупироксено-вой термометрии кристаллизация перидотитов впадины Айпод протекала при температуре 1200±20 °С. Однако часть оливинов в перидотитах образовалась при более высоких температурах и в новых условиях оказалась неравновесной с остаточным расплавом, на что указывают реакционные каемки клинопироксена. В то же время часть клинопироксенов образовалась при более низких (1100 °С) температурах. Эти клинопироксены вероятно фиксируют конечные стадии (солидус) кристаллизации перидотитов. Основная часть габброидов образовалась в интервале температур 1170-1090 °С, причем даже в пределах одного образца точки составов клинопироксенов дают разброс по всему интервалу. Самая низкая температура кристаллизации (1000 °С) получена для некоторых оливиновых габбро, а так же клинопироксенов реакционных кайм в лейкократовых троктолитах.

4. В целом для базит-ультрабазитовых пород впадины Айпод характерна прямая корреляция состава с температурным режимом. Анализ химического состава пород приводит к тем же общим выводам, что и анализ данных по минералогии. Вариации состава пород показывают, что ультра-базиты и габбро образуют единый ряд, в котором четко выражена тенденция к последовательному уменьшению концентраций Мё, №, Сг и некоторых других элементов от ультрабазитов к габбро и долеритам. Одновременно происходит такой же последовательный рост концентраций Са, "Л, V, Бе. Это хорошо коррелирует с результатами пироксеновой термометрии - относительно "термофильные" элементы концентрируются в породах, образовавшихся при повышенных температурах.

5. Базальты и долериты по химическому составу относятся к толеито-вой серии и по целому ряду геохимических признаков аналогичны базальтам абиссальных котловин. Характерной особенностью базальтов н доле-ритов является их высокая железистосгь, колеблющаяся в пределах 4060% и возникшая в результате дифференциации первичного магнезиального расплава. На более магнезиальный состав первичного расплава указывает состав расплавного включения в оливине, который показывает, что не дифференцировавший расплав был более магнезиальный, менее титанистый и щелочной. Близкие к этим составам базальты были обнаружены в верхней части склона впадины Айпод. Наиболее магнезиальные стекла в оливинах и базальтах приближаются к составу наиболее железистых до-леритов габброидной серии. Судя по приведенным материалам, а также данным В. И. Ридли и др. (1974) и А. Я. Шараськина с соавторами (1982), базальты и долериты впадины Айпод являются типичными представителями зоны разлома Яп. Наиболее близки им по составу базальты станции

1398 (Геология дна ...., 1989). На всех диаграммах породы этих районов образуют единое поле и характеризуются одинаковыми особенностями в распределении ряда элементов.

б. Приведенные данные показывают, что офиолиты впадины Айпод, являясь типичным представителем офиолитов задуговых впадин, по составу и набору пород практически не отличаются от офиолитовых ассоциаций ложа океанов. Габбро-ультрабазитовая ассоциация образовалась в результате магматического фракционирования расплава из единого очага, вероятно, в спрединговой зоне котловины Паресе-Вела. Модель спредин-говой зоны в задуговом бассейне, показанная на примере котловины Jlay (Morton, Sleep, 1985; Jenner et al., 1987), аналогична модели спрединга на Восточно-Тихоокеанском поднятии. Процесс дифференциации магмы связан с оливин-плагаоклазовым фракционированием и, также как в средин-но-океанических хребтах, контролируется изменением температурного режима. Вариации химического состава пород также не выходят за пределы состава офиолитов срединно-океанических хребтов. Некоторое обогащение отдельных разновидностей базальтов крупно ионными литофилами может быть связано с процессом дифференциации, завершающимся образованием гранофировых остатков.

Однако, несмотря на многие общие свойства пород офиолитовых ассоциаций срединно-океанических хребтов и задуговых впадин, в них есть и некоторые отличия, связанные с режимом летучих, в том числе воды. Известно, что базальтовые магмы срединно-океанических хребтов формируются в "сухих" условиях, тогда как для островодужпых магм характерно присутствие водного флюида. Наличие керсутита в габброидах впадины Айпод, который не характерен для океанических офиолитовых кумулятов, свидетельствует о формировании их из относительно водонасьпцепной магмы и может служить критерием выделения офиолитовых ассоциаций задуговых бассейнов.

Глава 4. Офиолиты в структуре современных островных дуг и окраины

континента.

В результате интенсивных исследований глубоководных желобов в основании островодужпых склонов были обнаружены выходы офиолитов (Геология дна..., 1980; Геология и петрология ..., 1991; Dietrich et al., 1978; Sharaskin et al., 1983; Bloomer, Fisher, 1987). Современное тектоническое положение офиолитовых ассоциаций не дает однозначного ответа на вопрос о тектонической обстановке их образования. А ответ на этот вопрос весьма важен для понимания процессов зарождения и развития островодужпых систем, а так-же эволюции земной коры в целом. Принципиально проблема имеет два решения:

1. Офиолитовые ассоциации представляют собой реликты первичной океанической коры - того субстрата, на котором закладывалась и разви-

валась островная дуга. В этом случае офиоянты несут информацию о тектонической обстановке, существовавшей до заложения и развития остро-водужной системы.

2. Офиолитовые ассоциации являются супрасубдукционнными, т.е. сформировались во время жизни островодужной системы в пределах ее структуры (в основании островной дуга или в пределах задугового бассейна) над зоной субдукции, и тогда офиолиты несут информацию о причинах и процессах изменения тектонической обстановки.

4.1. Офиолиты передовой душ Тонга

Офиолиты в дуге Тонга обнаружены в основании островодужного склона глубоководного желоба. Относительно полно охарактеризованы три разреза, два из которых расположены в северной части дуги (Пущин, 1983; Высоцкий, 1983, 1989; Sharaskin et al., 1983), а третий - в северовосточной (Bloomer, Fisher, 1987). В других местах были отмечены только фрагменты офилитовых ассоциаций. Изучение поднятых при драгировании пород показало, что офиолитовые ассоциации относятся к двум типам, которые образовались в различных тектонических обстановках (Высоцкий, Злобин, 1987; Высоцкий, 1989). В данной главе охарактеризован первый тип офиолитов, обнажающийся во внешней, тектонической, зоне дуги Тонга.

Островодужная система Тонга расположена на восточной окраине Меланезии и состоит из двух подводных хребтов - Jlay и Тонга, разделенных междуговым бассейном Лау и сопряженных с глубоководным желобом Тонга.

Хребет Тонга состоит из двух структурных зон - внешней, тектонической, и внутренней, вулканической, разделенных трогом Тофуа глубиной 1800 м. На поверхности моря они маркируются двумя параллельными цепочками островов, из которых внешняя (восточная, блок Вавуа-Эуа) сложена вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами, переслаивающимися с рифогенными известняками третичного возраста, а внутренняя (западная, "магматическая дуга Тофуа") - плиоцен-плейстоценовыми вулканитами. Неоднородность поперечного строения хребта Тонга отмечается не только по различию в геологии островов (Хохштейн и др., 1977; Stearns, 1971; Cunningham, Anscombe, 1985). Особенно ярко выступает она при анализе данных морских исследований (Высоцкий, 1989; Green et al., 1983; Geology ..., 1985).

Анализ материалов показывает, что хребет Тонга представляет собой тектоническое совмещение разновозрастных и генетически разнородных блоков (террейнов), в которых фрагментарно запечатлена вся третичная история становления и развития островодужной системы. В нижней части склона хребта обнажаются офиолиты, выше залегают допозднеэоценовые островодужные вулканиты, перекрытые осадочной толщей.

Офисшпты залегают на породах погружающейся Тихоокеанской плиты и, по комплексному анализу данных сейсмопрофилироваппя и драгирования, прослеживаются почти на всем протяжении дуги Тонга (Авденко и др., 1972; Высоцкий, 1989; Пущин, 1983; Петелин, 1964; Bloomer, Fisher, 1987; Fisher, Engel, 1969; Geology..., 1985; Green et al.; 1983; Raitt et al„ 1955). Материалы последних батиметрических съемок с помощью югого-лучевого эхолота (Lonsdale, 1986) позволяют определить верхнюю границу зопы офиолитовых террейпов на глубине 4000 - 5000 м, где находится излом склона желоба, маркируюпшй внешнюю кромку глубоководной террасы. На самой террасе развиты осадочные линзы, в которых накапливается обломочный материал, поступающий с вышележащих участков островодужного склона. В основании осадочных лннз обычно драгируются базальты, среди которых присутствуют как океанические, так и острово-дужиые толеиты (Высоцкий, 1989; Bloomer, Fisher, 1987; Falloon et al., 1987). Это может свидетельствовать о том, что офнолпты представляют собой фрагменты меланократового фундамента (древней океанической коры), на которой закладывалась первая третичная дуга современной ост-роводужной системы Тонга.

Однако драгированные офиолнговые ассоциации отличаются по набору пород, степени их метаморфизма, геохимической специализации, зозрасту и другим параметрам (Высоцкий, Злобин, 1987; Высоцкнй, 1989; Bloomer, Fisher, 1987; Sharaskin et al., 1983). Это дает основание предполагать, что в зоне офиолитовых террейнов дуги Тонга находятся не только гетеро-хронные, но и гетерогенные образования. Существует несколько мнений об условиях образования офиолитовых комплексов, формирующих ныне зону офиолитовых террейнов в основании островодужного склона хребта Тонга:

1. Офиолиты представляют собой реликты палеоокеанической коры Тихого океана (Пущин, 1983; Bloomer, Fisher, 1987; Sharaskin et al. 1983);

2. Офиолиты - это релнкты, однако не древней коры Тихого океана, а коры древнего задугового бассейна (Высоцкий, Злобин, 1987);

3. Часть офиолнтов не имеет никакого отношения к океанической коре Тихоокеанской плиты, образовалась на ранних этапах зарождения и развития островодужной системы Тонга и является сугубо островодужны-мп образованиями (Высоцкий, Злобин, 1987; Высоцкий, 1989; Sharaskin et al., 1983).

В изученную ассоциацию передовой дуги Тонга входят перидотиты, габброиды, плапюфаннты и базальты. Общая петрографическая характеристика интрузивных пород приведена в табл. 2.

Как видно из таблицы, в данном разрезе офиолитовая ассоциация опробована неполностью - отсутствуют ультрабазиты. Возможно ультрабази-ты слагают основание склона, оставшееся неопробованным по техническим причинам, или залегают ниже поверхности дна, так как близкая по

Таблица 2. Общая петрографическая характеристика интрузивных пород офполптовой ассоциации передовой дуги Тонга.

Порода Первичный минеральный состав Акцессо-рии Вторичные минералы

Ол,% Пл,% Мп,% Рп,% Амф, % Руд,%

Плагиоклазовый кортландит 15-20 Фа^ 5-7 АНл7 55-60 Фс79 7-10 f?4 1.5-2 Шп Си-№ сульфиды Срп, Хл, Трм-Акт, Мт

Оливиновое габбро 40-45 Фа18 40-45 Ан75- 7R 10-12 f15 2-5 фс17 1-1.5 f20 1-1.5 Шп Си-№ сульфиды Срп, Хл, Трм-Акт, Мт

Меланократовые габбро-нориты 7-10 Фа26 35-40 Ан72 45-50 f20 5-7 Фс23 ед. f28 1-1.5 Шп Си-№ сульфиды Срп, Хл, Тл, Трм-Акт Мт

Лейкократовые габбро-нориты 2-7 фа27-28 60-80 Анб0-ял 8-15 f21 8-15 фс24-25 1 Шп Си-№ сульфиды Илм Срп, Хл, Тл, Трм-Акт, Мт, Пр

Полосчатое габбро: a) Оливиновый габбро-норит b) Габбро c) Анортозит a)Крупнокристал-лическое габбро, переходящее в Пл-Амф-пироксенит b) Мелкокристаллическое порфировое габбро 7 - 10 35-40 48-50 99 10 44-49 20-25 50 - 48 1 85 55 - 50 20-25 редко редко 4 1 Тмт 0.5-1 1 Тмт 1 Тмт Илм, Ап, Керс a) Срп, Tal, Хл, Трм-Акт, Мт b) Трм-Акт, Хл, Эп, Крб c) Трм-Акт, Хл a) Трм-Акт, Хл b) Трм-Акт

Пироксен-амфи-боловое габбро 44 - 45 55 - 50 редко 4 - 5 0.5 Тмт Ап, Цр Трм-Акт, Хл, Тл(?), Пр

Лейкократовые ам-фнболовые габбро 70 - 85 редко 30 -15 редко Тмт Рог, Трм-Акт, Хл, Эп

Диориты лейкократовые и меланократовые 45-65 Ан45. (О 30-47 f34-45 2-5 Тмт 2-5 Кв, 1 Ап, сульфиды Трм-Акт, Хл, Эп, Кв(?)

Кварцевые диориты 65-70 редко 15-25 5 Тмт 7-10 1 Ап, Цр Аб, Срц, Эп, Хл, Крб, Акт

Плагиограниты 83 - 72 5 - 10 2 - 3 Тмт 10 - 15 Кв Аб, Эп, Хл, Крб, Акт

составу и набору пород офиолитовая ассоциация с ультрабазнтами была драгирована несколько южнее (Bloomer, Fisher, 1987; Fisher, Engel, 1969).

Тонкая и грубая полосчатость, устанавливаемая в габброидах, постепенные переходы между разнотипными породами позволили установить принадлежность плутонического комплекса к единой полосчатой (расслоенной) серии, в которой кумулятивные процессы играли значительную роль. Химические составы минералов, их закономерные вариации при переходе от одной разновидности пород к другой аналогичны таковым в расслоенных интрузиях. При этом, ультрабазиты описанные в работе (Bloomer, Fisher, 1987), закономерно надстраивают основание трендов изменения составов минералов, что позволяет считать их принадлежащими к ассоциациям одного типа. По данным двупироксеновой термобаро-метрии, ультрабазиты и габбронды кристаллизовались в близповерхност-ных условиях (давление в интервале 1.5-3 кбр) в интервале температур 1200-900 °С.

Базальтовая толща залегает гипсометрически выше габброидов. Морфология обломков эффузивов свидетельствует об их принадлежности к шаровым лавам. По петрографическим особенностям базальты делятся на две группы - плагиоклазсодержащпе умереннотитанистые и пироксеновые малотитапистые.

Первая группа базальтов представлена преимущественно афнровыми разностями, основная масса которых состоит из переплетения сноповидных, метельчатых кристаллов плагиоклаза п игольчатых кристаллов кли-нопироксена, погруженных в стекловатый мезостазис с пылевидной вкрапленностью титаномагаетита. Структура породы зависит от степени рас-кристаллизации, причем в одном образце можно наблюдать переходы от гиалиновой структуры корки закаливания через варнолнтовую зону к ин-терсертальной структуре более глубоких частей пиллоу. Химический состав базальтов первой группы отличается небольшими колебаниями желе-зистости (f=42-50%) и содержаний титана (Ti02=l,03 - 1,50 %).

Базальты второй группы содержат как афировые, так и микропорфировые разности. Характерной особенностью их структуры является широкое развитие пироксенового сшшефекса. Основная масса породы образована игольчатыми, сноповидными, иногда розеточными выделениями кли-нопироксена, погруженными в стекловатый мезостазис. Структура породы здесь изменяется так же, как и в базальтах первой группы, но характер выделения кристаллов основной массы остается постоянным, лишь несколько увеличиваются их размеры. Это свидетельствует об очень высокой температуре изливавшихся лав и быстрой закалке, причем кристаллизация пироксенов основной массы происходила в метастабильных условиях. В базальтах исследованы две минеральные ассоциации - субликвидус -ная и субсолидусная (закалочная). Субликвпдусная ассоциация включает фенокристы слабозоналышго хромдиопсида, мнкрофенокристы магнези-

алыюго оливина н мелкие идиоморфные кристаллы хромистой шпинели. Субсолидусшле шшералы представлены скелетными кристаллами оливина и клинопироксена.

Анализ опубликованных и оршинальиых данных показывает, что по геохимической специализации базальты, ассоциирующие с ультрабазитами и габброидамп образуют непрерывный ряд от океанических до острово-дужных толеитов с большим набором переходных разностей. Базальты, близкие по составу породам Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) встречаются на всем протяжении зоны офнолитовых террейнов Тонга. Среди пих выделяются толеиш N-типа и обогащенные базальты (Bloomer, Fisher, 1987). Для толеитов N-типа характерна высокая магнезиалыюсть, относительно пониженные концентрации титана, калия, бария и стронция, которые несколько меньше, чем в среднем нормальном толеите, но аналогичны нормальному толеиту ВТП. Для обогащенных базальтов характерны высокие концентрации элементов с высокозаряженными ионами (ВЗИ), превышающие эталон в несколько раз, однако ряд элементов с крупными ионпыми радиусами (КИР), содержатся в меньших концентрациях. По этим параметрам к океаническим базальтам относятся часть базальтов первой петрографической группы. Характерной их особенностью является отсугствие отрицательной Nb-Ta аномалии, являющейся признаком влияния субдукционнон компоненты (Пирс и др., 1987). Другая часть базальтов первой группы имеет промежуточные характеристики между океаническими и островодужными толеитами. По соотношению TiC^-f они попадают в область абиссальных толентов, однако содержат гораздо больше элементов КИР, что характерно для островодужных толеитов. В то же время в них нет отрицательной Nb-Ta аномалии, обычной для островодужных пород.

Отличительной чертой островодужных толеитов (базальты второй группы) являются низкие концентрации титана, хрома и повышенные калия. По их соотношениям базальты попадают в поле островодужных образований или на границу островодужных и океанических полей. Одновременно в них наблюдается обогащение одними и обеднение другими элементами. Например, по отношению к среднему океаническому толеиту N-типа наблюдается обогащение рубидием, барием и калием. В то же время концентрации многих других элементов ниже, чем в эталоне. Относительные содержания рубидия, бария, калия и церия находятся на уровне концентраций обогащенных базальтов океана, в то время как концентрации ряда других элементов намного ниже. Следует отметить прекрасно выраженную отрицательную Nb-Ta аномалию в исследованных образцах базальтов второй группы.

Проведенные исследования показали: 1. Офиолиты внешней зоны дуга Тонга образовались в результате кристаллизации магматического расплава и по ряду параметров близки океа-

ническим офиолитам. Однако кристаллизующаяся маша была насыщена водосодержаншм флюидом, о чем свидетельствует присутствие высокотемпературного титанистого амфибола (керсутита). Керсутит не характерен для офиолитов средиипо-океашиеских хребтов, однако является минералом-индикатором офиолитов задуговых бассейнов (например, впадина Айпод в Филиппинском море, см. главу 3.). Таким образом, описанные офиолиты Тонга представляют собой реликты океанической коры древнего задугового бассейна, существовавшего совместно с древней островной дугой Тонга.

2. Петрографические и геохимические особенности базальтов свидетельствуют о существовании в верхней части офиолитового разреза совокупности океанических и островодужных толеитов, что также характерно для пород задуговых бассейнов. Переслаивание базальтов с островодуж-ными и океаническими характеристиками обнаружено в современном развивающемся задуговом бассейне - Марианском троге. Геохимические особенности габброидов и плагиогранитоидов также свидетельствуют о существовании островодужной тенденции. Это еще одно доказательство принадлежности описанных офиолитов типу офиолитов задуговых бассейнов.

3. Первопричиной различия офиолитов срединно-океанических хребтов (океанических) и офиолитов задуговых бассейнов является то, что первые кристаллизуются из "сухих" магм, а вторые - из более или менее водонасьпценных. Присутствие водосодержашего (или водогеперирующе-го) флюида в магмах островодужных систем может быть решающим фактором в дивергенции геохимических признаков формирующихся пород, даже если они образуются в близких тектонических обстаиовках из однотипных магм.

4.2. Палеозойские палеоокеанические офиолиты Приморья

В результате многолетних геологических исследований Приморья в зоне Главного антиклинория Сихотэ-Алиня была закартирована цепочка выходов ультрамафитов, габброидов и диабазов, ассоциирующих с вулка-ногенно-кремнистой толщей палеозойского возраста (Геология СССР, 1969). На первом этапе исследований базальты, залегающие в едином разрезе с кремнями, считались не связанными с ультрамафитами и габброи-дами, которые рассматривались как самостоятельный интрузивный комплекс более древнего (вплоть до протерозойского) возраста. Некоторые исследователи рассматривали их как самостоятельные офиолитовые комплексы (Зимин, 1973, Мазарович, 1985). Последующие исследования показали, что все эти породы представляют собой тектонически разобщенные фрагменты единой офиолитовой ассоциации (Голозубов, Мельников, 1986, Ханчук и др., 1989). Было реконструировано несколько офиолито-вых аллохтонов, в пределах которых сохранились относительно полные разрезы офиолитов (Ханчук и др., 1988). Предполагается, что офиолиты

образовались в спредииговой зоне палеоокеана, а затем были перемещены в основание островодужного склона позднепалеозойской островной дуги. В то же время, некоторые геохимические особенности состава офиолитов (например, повышенная щелочность и титанистость отдельных комплексов офиолитовой ассоциации) послужили основанием для предположения об их формировании не в условиях океанического спрединга, а в результате раскола континентальной коры (Щека, 1984). Эти противоречия в интерпретации данных наводят на мысль, что состав офиолитов Приморья неоднороден и среди них могут присутствовать разнотипные ассоциации.

Проведенные исследовашш ультрамафит-габбровых пород офиолитов из двух районов Приморья показали, что среди них существуют ассоциации двух типов (Высоцкий, Оковитый, 1990; УуБ^зЫу, 1994). Первый тип, названный перндотит-троктолитовым, широко распространен в Приморье и по строению, минералогии и геохимии пород близок типичным офиолитам океанов и континентов. Второй тип, названный перидотит -габбро-норитовым, выявлен пока только на севере Приморья. Его особенность состоит в том, что несмотря на одинаковые геохимические характеристики пород с первым типом, минеральный состав пород резко отличается. Это позволяет предполагать специфические условия формирования массивов, отличающиеся от условий образования ультрамафит-габбровых ассоциаций типичных офиолитов.

Геологическая характеристика и возраст офиолитов

Палеозойские офиолиты Приморья повсеместно дислоцированы, фраг-меитированы и обычно входят в состав покровно-надвиговых структур (Голозубов, Мельников, 1986; Ханчук и др., 1989). Прерывистая цепочка ультрамафит-габбровых фрагментов в ассоциации с диабазами и кремнисто-вулканогенной толщей (себучарская свита) прослеживается в северовосточном направлении от побережья Японского моря до реки Бикин в ее среднем течении. Большинство ультрамафит-габбровых частей офиолитов здесь сложено породами перидотит-троктолитовой ассоциации и лишь на севере, в районе реки Бикин, наряду с ними появляются фрагменты офиолитов перидотит - габбро-норитовой ассоциации. В качестве иллюстрации здесь приводится описание двух районов из этой цепочки.

Калиновский аллохтон. В южной части зоны распространения палеозойских офиолитов расположена крупная (более 200 км в длину и около 5 км мощностью) тектоническая пластина, в последнее время получившая название Калиновскогб аллохтона (Ханчук и др., 1988, 1989), сложенная перидотит-троктолитовой ассоциацией офиолитов. Снизу Калиновский аллохтон ограничен плоскостью Калиновского надвига, которая полого погружается на юг или юго-восток под углом 30-50° (Голозубов, Мельников, 1986). По этому надвигу офиолиты надвинуты на юрско-нижнемеловые терригенные породы (удековская свита). К подошве надви-

га обычно приурочены милоннтизированные серпентиниты и габброиды, а в некоторых случаях - метаморфиды (кристаллические сланцы, амфиболиты и т.п.). Сверху Калиновский аллохтон перекрывается средне-позднеюрской олистостромой.

Хотя первичные взаимоотношения между отдельными частями офиоли-товой ассощ!ашш нарушены наложенными тектоническими проиессашг, наблюдения в отдельных крупных выходах позволили реконструировать первичный разрез (Ханчук и др., 1989). Основание офиолитового разреза сложено тектонизироваиными серпентинизнрованными гарцбургитами, дунитами и лерцолитами. Вьппе расположен кумулятивный комплекс, в состав которого входят плагиоклазовые дуниты и троктолиты, а также вебстериты, верлиты, клинопироксенпты и оливиновые габбро-нориты. Еще вьппе расположены двупироксеновые, клинопироксеновые и амфибо-ловые габбро, которые в верхней своей части содержат жилы плашогра-нитов. Габброиды перекрываются базальтовой толщей, повсеместно имеющей с ними тектонические контакты. В верхних базальтах сохранились реликты пиллоу со стекловатыми корками закалки. Базальты перекрываются осадочными породами, которые представлены шалокластита-ми, эдафогашыми образованиями, кремнистыми и карбонатными отложениями.

Проблема взаимоотношений между кристаллическим основанием и базальтовой толшей пока не решена. В районе Калиновского аллохтона, так же как и на других участках развития офиолитов, широко распространены диабазы, которые, возможно, являются фрагментами комплекса параллельных даек. Однако из-за плохой обнажешюсти полной уверенности в этом нет.

Возраст офиолитов считается позднедевонским на том основании, что в стратифицированных кремнисто-карбонатных отложениях, перекрывающих базальты, обнаружены слои с органическими остатками от позднего девона до ранней перми включительно (Ханчук и др., 1989). Кроме того, К/Аг возраст роговой обманки из пегматоидных габбро равен 410+9 млн лет, что соответствует границе силура и девона (Ханчук и др., 1995)

Бикинский аллохтон. В северной части рассматриваемой зоны офиолитов, расположенной в среднем течении р. Бикнн, относительно крупные выходы ультрамафиг-габбровых пород образуют три разобщенных массива - Олонский, Сольдинский и Заломинский. В них более или менее полно представлены все петрографические разности перидотит - габбро-норитовой ассоциации офиолитов (Высоцкий, Оковитый, 1990). Прочие выходы улырамафит-габбровых пород в этом районе по существу являются мономиктовым меланжем и маркируют тектонические нарушения. В редких случаях встречаются отдельные выходы этих пород в виде небольших изометричных тел в составе вулканогенно-кремннсто-терригенных и терригенных толщ, где они, вероятно, являются олистолиташг.

Все массивы входят в состав тектонических пластин, наклоненных к юго-востоку под углом 30-50°, и с вмещающими породами имеют только тектонические контакты. Несколько условно в них можно выделить три части разреза - ультрамафитовую, пироксенитовую и габбровую. Ультра-мафитовая часть, являющаяся основанием массива, состоит из чередующихся полос лерцолитов, гарцбургатов и вебстеритов, мощность которых варьирует от 1 см до 10 м. Здесь же встречаются единичные слои серпен-тинизированных дунитов, мощностью не более 2 м. Чередующиеся слои не выдержаны по простиранию, часто развернуты и перемещены друг относительно друга, поэтому единого разреза наблюдать не удалось. Мощность генерализованных слоев колеблется в пределах 20-150 м при наибольшей наблюдаемой протяженности в 700 м.

Далее разрез наращивается полосчатой серией, состоящей из переслаивания вебстеритов и ортопироксенитов, с прослоями дунитов, лерцолитов и гарцбургатов, а так же плагиоклазовых перидотитов в верхней части. Мощность этой части разреза достигает 300 м при наблюдавшейся протяженности в 1100 м.

Верхняя часть разреза сложена полосчатыми герцинитовыми габбро-норитами. Полосчатость обусловлена послойной концентрацией плагиоклаза и пироксена, которые образуют слои, мощностью от 2-3 мм до 1 м. Максимальная мощность габброидов достигает 800 м.

Вулканогенно-кремнистая толща, которая обрамляет массивы, близка по составу и возрасту аналогичным породам Калиновского аллохтона (себучарская свита), отличаясь более высокой степенью дислоцированно-сти.

Проведенные исследования показали, что:

1) Палеозойские офиолиты Приморья представляют собой аналоги типичных магматических комплексов современных океанов. Различия в минералогии связаны с особыми физико-химическими условиями, существовавшими в период становления пород, и отражают специфическую па-леотектоническую обстановку. Эта особенность связана с существованием магматических камер, в которых сходные в геохимическом отношении расплавы кристаллизовались при различных давлениях и температурах. Вполне вероятно, что такие тектонические обстановки существуют в современных океанах или задуговых бассейнах в зонах пересечения центров спрединга трансформными разломами или в зонах локального спрединга в трансформных разломах (спрединговый центр трога Кайман ?). В таких структурах вполне вероятно одновременное существование зон сжатия и растяжения или быстрая смена одного режима на другой.

2) Кристаллические породы основного-ультраосновного состава сформировались в результате кристаллизации магматического расплава, аналогичного магмам современных океанических спрединговых зон. Они представляют собой расслоенные магматические тела, в которых доста-

точпо четко выделяются три макрослоя - ультрамафитовый (дуниты, гарц-бургиты, лерцолиты), переходный (троктолиты или пироксеииты) и бази-товьш (габброиды). Структуры пород этих комплексов отражают появление бокового давления в период их формирования. В дальнейшем они были выведены па поверхность и фрагментироваиы в твердом состоянии в результате последующих тектопических процессов.

3) Базальты, несмотря па сильные изменения, по большинству известных параметров близки базальтам современных океанов. В то же время они отражают ту же специфику палеотектопической обстановки формирования, которая устанавливается по кристаллическим породам. Вполне вероятно, что широкий диапазон изменения железистости базальтов, обо-гащеппость некоторых их разностей некогерентными элементами является отражением "пульсационного спредипга", т.е. неоднократной смены условий растяжения и сжатия в период жизни спредингового центра.

ГлаЕа 5. Бошншт-офиолитоаая ассоциация дуги Тонга.

Бонинит-офиолитовая ассоциация была драгирована па внутренней стене глубоководного желоба в северной части душ Тонга, примерно в 35-40 км к северо-западу от офиолитовой ассоциации, описанной в главе 4.1 (Высоцкий, 1983, 1989; Пущин, 1983; ЗЬагаэЫп е1 а1„ 1983). В данном районе происходит сочлепение активной вулканической цепи Тонга ("дуги Тофуа") и глубоководного желоба, который несколько ранее изменяет свое простирание с субмериднонального на субширотное и как бы "обрезает" хребет Тонга. Геологическими станциями опробован острово-дужный склон желоба в интервале глубин 6800-1200 м. Здесь была обнаружена ассоциация пород, в которую входят перидотиты, ортопироксени-ты, габброиды, плагаогранитонды и лавы бошпштовой серии. Лавы бони-нитовой серии залегают гипсометрически выше ультрабазитов и базитов, причем граница между шиш пролегает на глубине около 2000 м. Она устанавливается по исчезновению в поднятом материале обломков плутонических пород.

Драгированные обломки обычно угловатые, часто со свежими сколами, размером до 10 см и более. Многие фрагменты несут на себе следы интенсивных тектопических воздействий в виде трещин, зеркал скольжения, примазок серпентина на внешних поверхностях обломков и т.п. Нередки тектонические брекчии. Это свидетельствует о сложном тектоническом строении данного участка и широком развитии эдафогенных образований на склоне.

Главные петрографические особенности пород суммированы в табл. 3.

Проведенные исследования показали, что минералогические и геохимические характеристики плутонических пород отражают два процесса:

1. Магматогенное образование минеральных фаз и связанная с ним экстракты элементов из расплава.

2. Полная или частичная перекристаллизация ранее образовавшихся пород, замещение одних минеральных фаз другими и связанное с этим перераспределение химических элементов под воздействием пропаривания кристаллических пород горячим водосодержащим флюидом.

Результат первого процесса проявляется в появлении дифференцированной серии плутонических пород, состоящей из трех главных частей: ультрабазиты, габброиды, плагиограниты. Эта последовательность показывает, главным образом, зависимость кристаллизации расплава от изменения температуры и последовательную смену существенно магнезиальных парагенезисов минералов железистыми, а в дальнейшем - щелочно-кремнеземистыми. Поведение редких и рассеянных элементов подчиняется этому же закону. Магнезиальные породы обогащены Cr, Ni, Со и др., тогда как в более железистых и кремнеземистых концентрируются V, Ti, легкие редкие земли.

Особый интерес представляют ультрабазиты - дуниты и гарцбургиты. Хотя они зачастую интенсивно серпентинизированы, однако во многих фрагментах сохранились реликты первичных минералов - оливина, орто-пироксена и хромистой шпинели. Клинопироксен достоверно не установлен, хотя в некоторых образцах возможно его присутствие в очень небольших количествах, на что указывают псевдоморфозы, замещенные тремолит-актинолитовым амфиболом.

Первичные структуры пород реконструируются как протогранулярные либо переходные от протогранулярных к порфирокластическим. Первые характеризуются субидиоморфизмом и близкими размерами выделений породообразующих силикатов, слабым проявлением признаков деформации (искривление линий спайности, неравномерное угасание монокристаллов), наличием многочисленных тройных сочленений под углом 120°. В переходных разностях появляются разновеликие зерна оливина и орто-пироксена (порфирокласты и необласты), нарастает интенсивность деформаций. Эти структурные особенности ультрабазитов могут свидетельствовать об их трансформации в результате процесса высокотемпературного твердо-пластичного течения и перекристаллизации, что считается характерным признаком мантийных тектонитов (Nielas, Poirier, 1976, Лазько и др., 1991).

В то же время автором в этих образцах были обнаружены микровключения в оливинах, которые свидетельствуют о первично магматической природе данных пород. Эти включения представляют собой тонкие (5-7 микрон) пластинки шириной до 40 микрон (рис. 1), состоящие из сим-плектита клинопироксена и бурой шпинели. Состав каждой фазы определить не удалось из-за малых размеров выделений, однако их удалось рассчитать, исходя из валового состава включений, стехиометрии минералов и среднего содержания каждой фазы в симплектите. Эти данные приведены в табл. 4. Как видно из таблицы, состав пироксена довольно обычен

Таблица 3. Общая петрографическая характеристика пород бошгаит-офиолитовой ассоциации Тоета.

Порода Первичный минеральный состав Акцессо-эии Вторичные минералы

Ол Пл Мп Рп Амф Руд

Серпентинизиро-ванные дуниты 95-98 Редко. Ь.-5 Шп 89-96 Срп, 0-5 Крб, 1-3 Мт

Серпентинизиро-ванные гарц-эургиты 69-87 фа8-11 Редко. 10-28 фс8-10 2-2.5 Шп 64-94 Срп, 0-10 Крб, 525 Тл, 0-5 Амф, 1-5 Мт

Энстатитит 3-4 94-96 фс9-9.5 1-1.5 Шп 18-20 Тл, 55 Амф, 1.5-2 Ол, 2 Мт

Плагиоклазовый оронзитит 1-1.5 Ан84 3-4 93-95 фс25-26 28-30 Тл, 55 Амф, 2-3 Ол, 1 Мт

Антофиллит-гальковые породы Редко Ант, Тл., Км., Крб., Кв (?), Акт-Грм., Мт.

Габбро-нориты 75-80 Ан70-75 12-15 Гб5-75 7-10 фс40 1 Шп 40-52 Амф (Рог, Км, Грм-Акт), 08 Кв, Срн, Эп, Мт

Амфиболовые габбро 40-60 АН45_ Э2 30-40 7-12 1-1.5 Гмт 40-52 Амф (Рог, Км, Грм-Акт), 08 Кв, Эп, Срц, Мт

Гоналиты 53-55 Ан25. Редко 30-32 1-1.5 Гмт 0.5 Би, 0.8-1Ап 12-13 Амф (Рог, Км), 29 Срц, Хл

Циорнты 50-54 34-38 1-2 Тмт 0.1-0.5 Ап 9-12 Амф, Хл

Грондьемиты 38-48 Ан30-48 49-54 0.1-0.3 Лк 1-9 Амф, 1-1.5 Би, Э.З Ап, редко Гр Кв (?), Акт-Грем, Срц

Продолжение таблицы 3.

Порода Первичный минеральный состав Акцессо-рии Вторичные минералы

Ол Пл Мл Рп Амф Руд

Оливиновые бони-ииты 40-45 Фая. 11 Редко, ^ П-74 10. Гю-1 2-3 Шп

Бониниты 3-5 Редко 1-2 <1 Шп

Пикрито-баз альты 40 фз14-15 1-3, Ан71. 77 3-5, ^14-19 3-5, Г14-17 <1 Шп

Андезито-баз альты 3-5 Ан„ Г17-19 3-5,

I ^ Л'.'У.ТГ.--^

г

« .-у.-'.'.- !

¡1Щ

У РР ¡ш 5у -

V*

1' ||:Р

Ш И

' 1

штшешж гж.

Рис. 1. Расплавные микровключения в оливине дунита (обр. 16-43/2). Увел. X 1500.

для таких пород, а шпинель сильно железистая и малохромистая. Она резко отличается по составу от шпинели в интерстицпях между кристаллами оливина из этого же образца. Подобные включения известны в оливинах дунитов щелочных кольцевых интрузий, где они считаются раскри-сталлизованными расплавными включениями. Нет оснований предполагать, что в данном случае симплектнты имеют другую природу. Таким образом, генезис описываемых дунитов первичпомагматический, а структурные особенности, свидетельствующие о процессе высокотемпературного

твердо-пластичного течения и перекристаллизации, связаны с последующим наложенным высокотемпературным метаморфизмом.

Таблица 4. Химический состав включения в оливине и расчетные составы составляющих его минералов.

Средний валовый состав

Миперал включения Клинопироксен Шпинель Шпинель в породе

% в симплектите 100% 64,6% 35,4%

вЮг 34.65 53.63 0.00 0.00

тю2 0.01 0.02 0.00 0.03

А1203 2.36 1.98 3.05 7.46

реО 20.86 3.63 52.30 26.95

МпО 0.06 0.08 0.02 0.35

22.50 20.94 25.37 7.81

СаО 11.99 18.56 0.00 0.00

N320 0.41 0.63 0.00 0.00

К20 0.03 0.05 0.00 0.00

Сг203 7.14 0.49 19.27 56.38

Сумма 100.00 100.01 100.00 98.98

1 8.87 53.61 65.92

Переходная зопа между ультрабазитовой и габброидной частям! раз-ареза вероятно сложена ортопироксенитами. Пироксениты представлены двумя разновидностями - энстатититами и бронзититами. Эти породы испытали хрупкие деформации, в результате которых в них наблюдается метаморфогенная сланцеватость, выраженная в чередовании прослоев неизмененной породы и прожилков, выполненных вторичными минералами. Для пироксенитов характерны минимум три парагенезиса минералов: реликтовый магматический (ортопироксен, плагиоклаз, шпинель), высокотемпературный и низкотемпературный метаморфические.

Габброидная часть офиолитовой ассоциации сложена преимущественно амфиболовымн разностями. Амфибол представлен двумя генерациями. К первой, высокотемпературной, относится роговая обманка и амфибол куммингтонит- грюнеритового ряда. Бледно-зеленый или бесцветный амфибол тремолит-актинолитового ряда является минералом второй генерации, который совместно с мелкочешуйчатым соссюритом, хлоритом и карбонатом замещает более ранние амфиболы и плагиоклаз. В некоторых габбро сохранились реликты пироксенов (моноклинного и ромбического). Они выделены в группу амфиболизированных габбро-норитов. По сохранившимся реликтам первичных минералов можно сказать, что амфиболо-вые габбро образовались по первичным габбро-норитам.

Характерной особенностью габброидов являются низкие содержания титана. Его концентрация незначительно увеличивается при падении маг-незиалыюсти пород, однако эта тенденция слабо выражена. По уровню концентраций титана габброиды близки низкотитанистым габбро островных дуг Филиппинского моря. По распределению РЗЭ и уровню их концентраций (Шараськии и др., 1986) габброиды обнаруживают большое сходство с бошшитами. Кривая распределения РЗЭ в габбро имеет характерный У-образный профиль, связанный с одновременным обогащением легкими и тяжелыми РЗЭ, а также положительную аномалию европия. Последняя отражает развитие кумулятивных процессов - в частности аккумуляцию плагиоклаза.

В группу плагиогранитов объединены лейкократовые породы, состоящие преимущественно из плагиоклаза и кварца с небольшой (не более 15%) примесью фемических минералов. Они характеризуются общими структурно-текстурными особенностями, практически полным отсутствием калиевого полевого шпата и близкими (вероятно, жильными) условиями залегания. На жильный характер залегания пород указывают форма (в основном призматическая) большинства обломков, порфировые, мелкозернистые структуры и наличие субвулканических разностей. В то же время вариации в количестве плагиоклаза и кварца послужили основанием для разделения группы плагиогранитов на три типа - диориты, тонали-ты, и трондьемиты (Высоцкий и др., 1987, Высоцкий, 1989).

Плапюграннты по петрохимическим характеристикам близки к "океапическим плагиогранитам" (в понимании Р.Г. Колмана, М.М. Дона-го, 1983). Это существенно натровые породы, практически не содержащие калия. В то же время для них характерно более высокое содержание магния, по сравнению с "океаническими плагаогранитами". Другим отличием от "океанических плагиогранитов" является очень низкое содержание титана, что характерно и для габброидов. На связь с габброидами указывают и данные анализа РЗЭ (Шараськин и др., 1986). Плагиограниты резко обогащены легкими РЗЭ, в то время как содержания тяжелых РЗЭ остаются на уровне габброидов или чуть ниже. В некоторых плагиогранитах прослеживается положительная европиевая аномалия (как и в габбро), связанная с экстракцией Ей из расплава в основной плагиоклаз. Последний обычно слагает ядра зональных плагиоклазов в этих плагиогранитах.

Данные по температурному режиму кристаллизации ультрабазитов и габбро свидетельствуют, что для пироксенов намечается единый тренд изменения температуры образования от 1200 °С до 1000 - 900 °С. Причем высокотемпературный (1100 °С) этап формирования пироксенов фиксируется во всех разновидностях пород. Более низкие температуры, вероятно, фиксируют температуру либо окончания твердофазных реакций обмена, либо верхний температурный предел последующего наложенного этапа метаморфизма.

Таким образом, приведенные данные показывают, что кристаллические породы слагают единую ассоциацию, однотипную с аналогичными ассоциациями на континенте по набору пород. В то же время по некоторым характеристикам эта ассоциация отличается от типичных офиолитов. Главные различия выражены в следующем:

1. Ультрабазиты, обладая всеми признакам! реститов, содержат включения в минералах, которые могут интерпретироваться как раскристалли-зованный захваченный расплав. Это свидетельствует об образовании ульт-рабазитов при кристаллизации расплава в магматической камере, а не в результате частичного плавления мантийного вещества.

2. По геохимическим параметрам основные и кислые члены ассоциации обнаруживают сродство с бонинитами, а не с океаническими толеи-тами.

Результат второго процесса проявляется в полной или частичной перекристаллизация ранее образовавшихся пород, замещение одних минеральных фаз другими и связанное с этим перераспределение химических элементов под воздействием пропариваиия кристаллических пород горячим водосодержащим флюидом.

При воздействии гидротермального флюида первичные геохимические характеристики пород могут быть полностью изменены. Например, встречная миграция из габбро и из ультрабазитов приводит к образованию в переходной области специфических высококремнеземистых и высокомашезиальных тальк-антофиллитовых пород, совершенно не свойственных магматогенным комплексам. В результате перераспределения элементов под воздействием просачивающегося флюида различные по минеральному составу габброиды превращаются в монотонные амфпболовые габбро, состоящие преимущественно из основного (Ан§^_92) плагиоклаза и малоглиноземистой роговой обманки. Этот процесс сопровождается выносом кремния и щелочей (преимущественно натрия), в небольших количествах кальция и магния. Железо и титан, по-видимому, остаются инертными или перераспределяются внутри породы.

Перераспределение элементов между ультрабазитами и габбро, как показали эксперименты (Плюсшша, Зарайский, 1991), резко заметно только в переходной зоне. Здесь наблюдается привнес 51, А1, Са, Иа в ультрабазиты и вынос из них и Ст. В описанных ультрабазитах этот процесс фиксируется не только для тальк-антофиллитовых пород, но и по присутствию талька и вторичного кальцита в серпентшшзированных ультрабазитах, зависимости концентрации хрома от степени вторичного изменения и т.п.

Очень важно учитывать тот факт, что при гидротермальной переработке происходит изменение концентраций редких и рассеянных элементов, которые считаются реперными для различных генетических построений и выводов. Например, анализируя данные А.Я. Шараськина с соавторами

(Sharaskin et. al., 1983) можно заметить, что образец ультрабазита, в котором широкое развитие наряду с серпентином получили тальк и карбонат, обладает более высокими концентрациями редкоземельных элементов по сравнению с ультрабазитом, который подвергся только серпентинизации. В оталькованном и карбонатизированном ультрабазите появляется небольшая положительная европиевая аномалия, тогда как в чистом серпентините европиевая аномалия отрицательная. Вполне вероятно, что такая разница в поведении редкоземельных элементов связана не с первичными особенностями пород, а с их привносом гидротермальными растворами.

Многие исследователи считают, что дуниты и гарцбургиты в офиоли-товых комплексах представляют собой реститы мантийного субстрата, истощенного "базальтовой" компонентой. В то же время вебстериты, имеющие более железистый состав минералов и порфировую структуру, были отнесены к магматическим образованиям, закристаллизовавшимся из расплава, захваченного реститовыми ультрабазитами верхней мантии (Nicolas et al., 1980; Hawkins, Evans, 1983; Dick, Bullen, 1984; Evans, 1985). Однако уникальная свежесть некоторых образцов ультрабазитов (Bloomer, Fisher, 1987) и некоторые особенности состава минералов позволяют высказать иную точку зрения - об их ультраметаморфизме в ко-ровых условиях. Состав пироксенов показывает неравновесность пары ортопироксен - клинопироксен, а так же очень низкие, для пород верхней мантии, температуры и давления их кристаллизации. В совокупности с порфиробластическими структурами особенности химизма минералов могут свидетельствовать о метаморфогенной природе ультрабазитов, пере-кристаллизовашшх в зоне островодужного магматизма под воздействием повышенного теплового потока или внедрения интрузий. При этом, высокотемпературные ядра ортопироксенов, вероятно, являются реликтами первичных минералов, а их каймы отражают этап наложенной перекристаллизации. Жилы и тела вебстеритов и пироксенитов в этом случае играют ту же роль, что и жильная серия в плутоно-метаморфических комплексах континентов (Фации метаморфизма, 1970). Не исключено, что при таком высокотемпературном (около 1100 °С) метаморфизме происходило частичное плавление (анатексис) ультрабазитов с последующей кристаллизацией из расплава части пироксенов и шпинели. Однако метаморфизм протекал не в мантии, а в коре, т.е. метаморфизовалась первичная океаническая кора, на которой развивалась островная дуга.

Эффузиеы офиолитовой ассоциации разделяются на две группы. Первая группа представлена метаморфизованными породами, среди которых выделяются метабазальты, метаандезиты и диабазы. Эти породы подняты только на одной станции.

Метабазальты обычно представлены афировыми, реже миндалекамен-ными разностями. Структура реликтовая гиалопилитовая, интерсерталь-ная, местами порфировидная. Новообразованные структуры обычно пор-

фиробластовые, лепидогранобластовые. Плагиоклаз альбитизирован, пироксен замещен хлоритом и амфиболом. В некоторых разностях по плагиоклазу и пироксенам развиваются малоглипоземистая роговая обманка и эпшГот. Интерстиционное стекло замещено хлоритом, смектитом, гидрослюдами.

Диабазы сохраняют реликтовую офитовую, микроофитовую структуры. Обычно они состоят из альбитизировашюго плагиоклаза и волокнистого амфибола тремолит-актинолитового ряда. В ряде образцов в незначительном количестве присутствует кварц, происхождение которого неясно. Рудный минерал обычно представлен титаномашетитом.

Метаандезиты во многом сходны с метабазальтами, однако содержат значительное (до 15 - 20%) количество кварца. Первичных минералов в метаандезитах, исключая кварц, практически не сохранилось. Плагиоклаз альбитизирован, темноцветные минералы замещены волокнистым амфиболом и хлоритом.

В целом метаморфизм первой группы изменяется от эпидот-амфиболитовой до цеолитовой фации, причем во многих образцах они совмещены. Степень метаморфизма наиболее измененных базальтов и диабазов соответствует метаморфизму амфиболовых габбро. Не исключено, что этот материал характеризует переходную зону между габброидамп и эффузивами.

По химическому составу эффузивы первой группы соответствуют ост-роводужным и наиболее близки аналогичным породам дуги Кермадек и о-ва Эуа (Е\уаП е1 а!., 1977). В то же время первичный состав сильно искажен наложенными процессами, поэтому детальное сопоставление этих пород вызывает большие трудности.

Вторая группа эффузивов представлена лавами бошшитовой серии, в которую входят ультраосновные бониниты, пикрито-базальты, оливиновые бониниты, андезито:базальты (Высоцкий, 1983, 1989; Высоцкий и др., 1983, 1987; Ра1ооп а а1., 1987, 1989; ЗЪагазЫп е1 а1., 1983). Породы серии более молодые и достаточно свежие образуют вулканогенную покрышку. Среди драгированных образцов преобладают обломки угловатых очертаний, многие из которых имеют характерную клиновидную форму, типичную для фрагментов шаровых лав. Размеры их меняются от некрупной щебенки до небольших глыб, достигающих 15-20 см в наибольшем измерении. Несмотря на различные глубины отбора образцов, все они характеризуются пористой текстурой. Количество пор колеблется в пределах 520%, их размеры от 0.8 до 3 мм.

Обычно бониниты представляют собой черные пористые порфировые лавы, покрытые стекловатой коркой закаливания мощностью до 1.5 см. Однако встречаются и субвулканические разности (вероятно, дайки или центральные части крупных силлов).

Проведенные исследования пород бонинитовой серии показали, что:

1. В истории кристаллизации боншштов можно выделить минимум два этапа (не считая этапа закалки при излиянии на поверхность), разделенных периодом резкой смены физико-химических условий. В переходный период температура магмы возросла более чем на 100 °С, и ранние минеральные фазы начали интенсивно растворяться и замещаться новыми, более высокотемпературными. В это же время, вероятно, маша была насыщена флюидом, часть которого была захвачена быстро кристаллизующимися высокотемпературными минералами. Кроме того, имеются данные, что на начальных этапах высокотемпературной кристаллизации происходило уменьшение активности кислорода, т.е. равновесие магматической системы было смещено в более восстановленную область. Эти выводы получены на основе анализа изменения состава минералов (их химической неоднородности и зональности), а также изменения состава минеральных и расплавных включений в них.

2. Результаты определения флюида, захваченного минералами бонини-тов, приведены в таблице. Его состав дан в ммоль/1000 г. В состав флюида, входит преимущественно вода. Наряду с ней в нем присутствуют большие количества Н2, СН4, СО. Обнаружение восстановленных газов позволило предположить, что смена условий кристаллизации связана с поступлением в магматическую камеру восстановленного (метано-водородного) флюида, окисление которого привело к повышению температуры и насыщению магмы водой.

Состав флюида в минералах и стеклах бонинита дуги Тонга.

N обр. Объект Т, °С н7 N7 СО СН4 СО-, Н,0

16-26/2 Пироксен 950° 0,78 0,23 0,20 - 0.44 57,3

16-26/2 Оливин 950° 1,21 0,28 0,75 0,02 0,42 34,2

16-26/3 Стекло 950° 6,1 1,38 1,81 0,12 4,04 689

3. Лавы бонинитовой серии дуги Тонга образуют дифференцированную серию, включающую в себя ультраосновные оливиновые бониниты (кумуляты), оливиновые бониниты, пикрито-базальты и андезито-базальты. Эта серия образовалась в результате дифференциации первичного бонинитового расплава, составу которого наиболее близки высокомагнезиальные стекла, обнаруженные в субликвидусных шпинелях. Породы бонинитовой серии образуют ярко выраженный тренд в тсшеитовой области, перекрывающий тренд офиолитовых ассоциаций. Наименее дифференцированные (примитивные) породы серии обладают высокой магнезиальностью (Мя#>70), характерной для ультраосновных пород, при высокой концентрации кремния (5Ю2=52-55%). Ярко выражена прямая корреляция между магнезиальностью пород, стекол и

СаО/А^Оз отношением в них. Уменьшение концентраций магния сопровождается ростом кремния, алюминия и щелочей. Концентрации железа увеличиваются в дифференцированных породах, хотя и в меньшей степени, чем можно бьио бы ожидать. Содержания СаО на начальных этапах эволюции возрастает, а затем падает. Подобные закономерности отражают фракционную кристаллизацию оливина и пироксенов.

4. Вулканиты бонинитовой серии обогащены крупно-ионными литофилами, по сравнению с нормальными толеитами срединно-океанических хребтов, а также никелем и хромом. Причем обогащение крупно-ионными литофилами здесь нельзя связывать с влиянием метаморфизма, поскольку породы практически не изменены. Более высокие концентрации крупно-ионных литофилов в бошпштах обычно связывается со смешением разпых магм из разпых мантийных источников. Независимо от количества таких источников в принимаемой модели в ней обязательно должен присутствовать источник, поставляющий магмы щелочных серий океанических островов (Cameron et al., 1983; Hickey, Frey, 1982; Zlobin et al., 1991; Sobolev, Danyushevsky, 1994). Однако в данном случае эти модели неприемлемы, поскольку описываемые породы обеднены фосфором - характерным элементом щелочных вулканитов океанических островов. По данным Faloon et al., 1989, некоторые бониниты Тонга содержат на порядок мепыпе фосфора, чем средний толеит N-типа СОХ.

Другим объяснением повышенных концентраций крупно-ионных литофилов является контаминация бонинитовых магм океаническими осадками из погружающейся плиты. Как было показано ранее (Faloon et al., 1989) эта" концепция лучше согласуется с имеющимися данными, однако тоже встречает свои трудности.

Судя по полученным данным по минералогии пород бонинитовой серии и анализу газовой фазы во включениях минералов, обогащение бонинитовых магм крупно-ионными литофилами связано с воздействием на источник бонинитовых расплавов и па сами расплавы глубинного восстановленного флюида. Этот флюид состоял преимущественно из водорода и метана. В близповерхностных условиях за счет его окисления генерируется вода, флюидом переносятся крупно-иопные литофилы, а так же обеспечивается низкая активность кислорода в процессе магмогенерации и эволюции магмы. Д. Грин с соавторами (Green at al., 1987; Faloon et al., 1989) пришли к аналогичному выводу, однако считали, что флюид состоял преимущественно из метана. Кроме того, влиянием флюида они объясняют ряд других геохимических аномалий, таких как высокое 87Sr/86Sr отношение в бонинитах Тонга и относительно постоянное е^.

Положение о восстановленном мантийном флюиде согласуется со всеми приведенными выше данными и является наиболее приемлемым.

Однако его состав скорее всего был более водородным, чем метановым. На это указывает состав газовых включений в минералах бонинитов. В составе газов резко преобладает вода и очень мало СО и СОг, что и указывает скорее всего на существенно водородный состав первичного флюида.

Глава 6. Бонинит-офиолитовая ассоциация палеоостроводужных систем (на примере о. Сахалин)

Остров Сахалин состоит из двух структурных зон, разделенных современной депрессией, выполненной четвертичными осадками. Западная зона сложена толщей терригенных отложений раннемелового-неогенового возраста, представляющей собой осадочную призму палеожелоба (Меланхолина, 1988). Восточная зона состоит из деформированных разновозрастных осадочных, вулканогенных и метаморфических порода. Предполагается, что она образовалась в результате аккреции разновозрастных океанических и островодужных структур в конце мела - начале палеогена (Ханчук и др., 1989). Наибольшим распространением в ней пользуются фрагменты позднеюрско-раннемеловой океанической коры (офиолиты, палеогайоты) и позднемеловой островной душ (Разницин, 1982; Рождественский, Речкин, 1982; Граник, 1978, 1991-; Ханчук и др., 1989; Ккпига е1 а1., 1992а). По крайней мере, часть этих пород была ме-таморфизована, однако этот метаморфизм проявился в разное время и при разных Р/Т параметрах (Рихтер, 1986, Ханчук и др., 1988, Клпига с! а1., 1992Ь).

В восточной зоне, на побережье Восточного Сахалина, широким распространением пользуются офиолитовые ассоциации, которые обычно рассматриваются как реликты коры древнего океана (Разницын, 1982, Рихтер, 1986, Рождественский, Речкин, 1982). В то же время ряд ультра-базит-габбровых массивов (Березовский, Шельтингский, Русскогорский и др.) обладают нестандартным составом, указывающим на их кристаллизацию из магм, обогащенных кремнеземом и магнием, которые характерны для эпиокеанических островных дуг. Кроме того, в вулканогенно-осадочных толщах, обрамляющих массивы, содержатся дифференцированные серии вулканитов, некоторые разновидности которых обладают повышенной машезиальностью при относительно высокой концентрации кремнезема (Семенов, 1982). Эти данные ясно указывали на возможность присутствия в структуре Восточного Сахалина пород бонинитовой серии, однако сами бониниты были обнаружены совсем недавно (Говоров и др., 1993).

В результате полевых работ, проведенных в Восточно-Сахалинских горах и на побережье Охотского моря, в районе мыса Шельтинга были обнаружены бониниты, магнезиальные двупироксеновые андезиты, дациты и

их туфы. Эти породы слагают вулканогенно-пирокласттпескуго голщу, которая предыдущими исследователями (Граник, 1978, Рождественский, Речкин, 1982) относилась к верхам ракитинской свиты позднемелового (саптон) возраста.

Вулканиты бошшитовой серии ассоциируют с комплексом ультрабази-тов и габбро, которые считались либо фрагментом палеоокеанической коры (Разшщин, 1982), либо расслоенными плутонамн (Слодкевич, 1975; Слодкевич, Леснов, 1976; Бехтольд, Семенов, 1978). В то же время ульт-рабазиты и габбро содержат много ортопироксена, что характерно для пород, кристаллизовавшихся из бошшитовых магм. Детальные исследования, проведенные на мысе Шельтинга показали, что кристаллические породы и лавы бонинитов комплементарны, т.е. в одном разрезе мы можем наблюдать продукты кристаллизации бошшптовой магмы разных уровней глубинности.

На основе предварительных данных изотопных датировок дацитовой пемзы (K/Ar метод, по породе), нами (Говоров, Высспкпй н др., 1993) было высказано предположение, что возраст пород бошшитовой серии более древний и составляет 100+8 млн лет, что соответствует середипе мела (альб-сеномап). Однако более позднпе наши исследования палеонтологических остатков (радиолярий) из туфоалевролнтоз и кремнистых пород, а так же изотопных датировок лав и интрузивных пород показали, что их формирование происходило одновременно в период 160 - 100 млн. лет, на границе юры и мела.

Таким образом, бонипитовая ассоциация Сахалина включает в себя расслоенные интрузивные породы, дифференцированные вулканиты и ассоциирующие с ними вулканогенно-осадочные и пирскластическне породы.

Изучение этой ассоциации показало, что:

1). В аккреционном комплексе Восточного Сахалина присутствует ассоциация магматических пород, включающая в себя лавы бошшитовой серии и комагматичные им расслоенные иптрузин перидотит - габбро-норит - плагиогранитного состава. Предыдупшмп исследователями кристаллические породы выделялись в самостоятельный комплекс либо как фрагменты офиолитов, либо как отдельные расслоенные ннтрузни. Наши данные позволяют объединить изверженные и интрузивные породы в единую бонинит-офиолитовую ассоциацию, сформировавшуюся в поздней юре - раннем мелу.

2). Кристаллические породы бошшит-офнолнтовой ассоциации Сахалина образовались в результате дифференцнашт магматического расплава и представляют собой тектонически дезинтегрированные фрагменты расслоенных массивов. Данные по минералогии пород свидетельствуют о постепенном медленном остывании интрузий и последовательном установлении новых равновесии между мнпералаш при

более низких температурах. В отличие от типичных офиолитовых ассоциаций (сухих), большую роль в этом процессе могло шратъ увеличение активности флюида (водорода, воды) на последних этапах кристаллизации, что может приводить к увеличению скорости химических реакций при твердофазных обменах.

3). Бониниты являются излившимся на поверхность аналогом габбро-норитов или пород переходной зоны между габбро-норитами и пироксенитами. На это указывают как данные по составу минералов, так и общность геохимических характеристик указанных пород. Дациты и риолиты бошшитовой серии геохимически близки плагиогранитам.

4). Так же как и в бонииитах Тонга, в истории кристаллизации бонинитов Сахалина выделяются два этапа, разделенных периодом резкой смены физико-химических условий. В переходный период температура магмы возросла более чем на 100 °С, и ранние минеральные фазы начали интенсивно растворяться и замещаться новыми, более высокотемпературными. На начальных этапах высокотемпературной кристаллизации произошло уменьшение активности' кислорода, т.е. равновесие магматической системы было смещено в более восстановленную область. Эти выводы получены на основе анализа изменения состава минералов - нх химической неоднородности и зональности.

5). Большое количество воды в стеклах бонинитов, присутствие водных минералов в интрузивных породах, высокая степень восстановленно-сти ранних шпинелей в интрузивных породах и смена окислительных условий на восстановительные в боншштах являются теми фактами, которые позволяют предположить, что формирование пород бонинит-офиолитовой ассоциации Сахалина происходило под влиянием восстановленного (существенно водородного) флюида, окисление которого привело к повышению температуры и насыщению магмы водой.

Глава 7. Минералогические н геохимические особенности офиолитовых и бонинит-офиолитовых ассоциаций.

Офиолиты традиционно считаются фрагментами океанической коры, хотя в последнее время многие исследователи (Рифейско-нижнепалеозойские офиолиты..., 1985; Coleman, 1983) допускают возникновение этих комплексов в различных тектонических обстановках: сре-динно-океанических хребтах, задуговых и междуговых впадинах, малых океанических бассейнах. В то же время высказывалось мнение об образовании офиолитов, по крайней мере некоторой их части, в ходе становления и развития островной душ (Miyashiro, 1975; Петрология..., 1977; Bloomer, Hawkins, 1987; Pearce at al., 1992).

Анализ приведенных материалов и опубликованных данных показывает, что в зоне перехода Азиатский континент - Тихий океан находятся

разнотипные офиолитовые ассоциации и что относить нх все к собственно океаническим образованиям нельзя. Среди офиолитовых ассоциаций островодужных систем по условиям генерации можно выделить две группы:

1) океанические офиолиты. являющиеся реликтами древней океанической коры в фундаменте эпиокеанических островных дуг и отчлененых впадин окрапнпых морей;

2) островодужпые офполиты. которые формируются в процессе становления и развития островных дуг в интрадуговых и задуговых рифтоген-ных бассейнах.

Среди офиолитовых ассоциаций, описанных в предыдущих главах, присутствуют офиолиты всех типов. К океаническим относятся, кроме описанных в первой главе, офиолиты Приморья, а все другие являются островодужными.

Поскольку указанные типы офиолитовых ассоциаций образовались в разных тектонических обстановках, они могут играть роль комплексов-индикаторов этих обстановок. В основе их разделения лежат три группы критериев: структурные, минералогические, геохимические.

Структурные критерии обусловлены особенностями внутреннего строения ультабазит-базитовых массивов, разным соотношением типов пород, что связано с разной последовательностью кристаллизации минералов.

В основании большинства офиолитовых ассоциаций залегают тектони-зированпые и кумулятивные ультрабазиты. Первые обычно считаются веществом мантии, а вторые - продуктом кристаллизации магматического расплава (Добрецов, 1980; Геология дна ..., 1980; Савельева, 1987). Тек-тоннзировапные ультрабазиты в океанических офиолитах сложены гарц-бургитами с клинопироксеном и лерцолитами (по данным драгирования срединно-океаннческих хребтов). В задуговых офиолитах они представлены преимущественно дунит-гарцбургитовой формацией с примесью лер-цолитов, верлитов и клинопироксенитов. В бонинит-офиолитовых ассоциациях эта часть разреза сложена гарцбургитами и дунитами. В последних присутствуют единичные кристаллы клинопироксена. Лерцолиты, верлиты и клинопироксешты здесь редки.

Кумулятивные ультрабазиты в океанических и задуговых офиолитах представлены плагиоклазовыми перидотитами и троктолитами, переслаивающимися с дунитами и оливиновыми габбро. Кумулятивные ультрабазиты бонинит-офиолитовых ассоциаций сложены ортопироксенитами и их плагиоклазовыми разностями.

Габброидная часть в разных типах офиолитовых разрезов имеет различный состав, характеризуется неодинаковой степенью ритмичности ку-мулятов, наличием или отсутствием тел плагиогранитов, даек диабазов и пр.

Габброидн океанических и задуговых офиолитов обладают ярко выраженной расслоенностыо, которая создается чередованием слоев и пропла-стков олнвшювых и пироксеновых габбро, габбро-норитов, верлитов и клннопнроксеннтов, анортозитов. Эта расслоенность хорошо фиксируется и в изменении состава шшералов (Высоцкий, 1989; Meyer et al., 1989).

В бонинит-офиолитовых ассонианиях габброиды представлены преимущественно монотонными норитами и габбро-норитами с телами и дайками кислых пород. Признаков расслоенности в габброидах уверенно установить не удалось. Кроме плагиограпитных тел и даек в габброидах встречаются жильные тела оливнновых бошшитов.

Жильные фащш присутствуют во всех типах офиолитовых ассоциаций. Но если в океанических и задуговых офиолитах они представлены только основными породам!, то в бонинит-офиолитовых ассоциациях это дифференцированная серия - от диабазов и жильных аналогов бошшитов до пла-шогранптов.

Аналогичная картина наблюдается и в ассоциирующих с кристаллическими породами лавах. В первых двух типах ассоциаций это абиссальные базальты, в бошшнт-офиолитовых ассоциациях - дифференцированная серия от ультраоснозных бошшитов до риолнтов, часто субаэральная.

Важное значение для дискриминации офиолитовых ассоциаций имеют осадочные образования. В океанических офиолитах они представлены глинисто-кремнистыми толщами, в бошпшто-офиолитовых ассоциациях -туфогенпо-эдафогеннымн осадками с линзами и прослоями диатомитов и органогенных известняков.

Минералогические критерии тесно связаны с физико-химическими условиями кристаллизации и типом исходных магм.

Для океанических офиолитовых ассоциаций не характерно присутствие в габброидах высокотемпературного магматического амфибола. Как правило, амфибол в океанических офиолитах представлен низкоглинозе-шгстои роговой обманкой тремолит-актинолитового ряда, что отражает этап последующего наложенного метаморфизма.

Для задуговых окрашшо-морскнх офиолитовых ассоциаций характерно присутствие в габброидах керсутита - высокотемпературной роговой обманки, появляющейся на последних этапах кристаллизации магмы. В габброидах бошшит-офиолитовой ассоциации амфибол представлен зеленой роговой обманкой, а керсутит не обнаружен, что вполне естественно, учитывая низкие содержания титана в бошпштовой магме.

Для габброидов бошшит-офиолитовой ассоциации типичен высоко-кальцневый плагиоклаз (Ан =90 - 92). Он отмечается и в ядрах зональных кристаллов более кислых пород - диоритов и трондьемитов. Такой основной плагиоклаз для офиолитовых ассоциаций первых двух типов не характерец. В океанических и окраинно-морских офиолитовых ассоциациях содержание анортита не превышает 75-80 %.

В эффузивных породах бониннтовой серии присутствует ортопироксен, как в фенокристашхах, так и в основной массе. В базальтах океанических и окраинно-морских офиолитов ортопироксена пет.

В целом для сшшкатпых мафических шшералов бонииитовых офиолитов характерцы более низкие концентрации гшшозема и хрома, чем для аналогичных минералов первых двух типов офиолнтовых ассоциации. В то же время шпинели богашитовых офиолитов более хромистые. Некоторые различия в химическом составе шшералов океанических и острово-дужпых офиолитов особенно хорошо видны на диаграммах (рнс.2-5).

Клинопироксены по соотношению титана, алгомппия и хрома образуют три группы трендов (рис. 2). В расслоенпых умеренно глиноземистых толеитовых интрузиях тренд изменения состава клинопироксенов начинается примерно от середины оси А^Оз-СггОз, поднимается к углу АЬОз, а затем опускается к углу ТЮ2 (центральный треугольник). Этот тренд является следствием процесса магматической дифференциации кристаллизующегося расплава, в результате чего ранние клипопироксены ультраба-зитов, обогащенные хромом, сменяются относительно более глиноземистыми пироксенами переходной зоны, а затем - обогащенными титаном пироксенами габброидов, долеритов п базальтов.

В существенно троктолитовых интрузивах, первичпые магмы которых были обогащены глиноземом, клинопироксены образуют либо пзометрнч-ные поля чуть выше центра треугольпика, либо овально-вытяпутые в направления от угла хрома к середине осп алюмшшй-титан (левый треугольник).

В бонинит-офиолитовых комплексах (правый треугольник) тренд клинопироксенов вытянут вдоль оси хром-алюминий. В этих ассоциациях клинопироксены содержат очепь незначительное количество титана даже в наиболее дифференцированных породах.

Несколько выбивается из описанных закономерностей тренд клинопироксенов высокобарных офиолитов Приморья (поле 6 па центральном треугольнике). По своему положепию он близок трендам бонинит-офиолитовых ассоциаций, однако в данном случае мы имеем дело с конвергенцией признаков, вызванной влиянием высокого давления, а не с родственными ассоциациям!. Клипопироксены высокобарных офиолитов Приморья обогащены глиноземом по сравнению с титаном и хромом, так что большинство их фигуративных точек оттянуто к верхнему, глиноземистому, углу.

Ортопироксены по соотношению кальция, алюминия и хрома образуют два главных тренда (рис. 3). Первый тренд, характерный для большинства ассоциаций, связан с относительным повышением доли кальция н уменьшением алюминия и хрома в ряду пород от ультрабазитов к габброп-дам.

А12о3 А12О3 А12о3

Рис. 2. Соотношения концентраций ТЮ2, А12О3 и сг2о3 в клинопироксенах из пород различных комплексов.

1 - офиолиты Индийского океана, 2 - офиолиты трога Кайман, 3 - офиолиты передовой дуга Тонга, 4 - офиолиты котловины Паресе-Вела (впадина 1РСШ), 5-6 - низкобарные (5) и высокобарные (6) офиолиты Приморья, 7 - офиолиты 334 скважины, 8 - Бушвельд, 9 - Ким-персайский массив, 10 - бонинит-офиолитовая ассоциация Сахалина.

В боншшт-офиолитовых ассоциациях тренд имеет обратную направленность, т.е. в ряду пород от ультрабазитов к габброидам наблюдается относительное повышение доли глинозема. Кроме того, здесь ортопирок-сены более хромистые, чем в породах океанических и окраинно-морских офиолитов.

Шпинели являются эффективным петрологическим индикатором, отражая изменения в процессе кристаллизации. В большинстве океанических (троктолитовых) офиолитов тренд изменения состава шпинелей отражает процесс оливин-плагаоклазовой фракционной кристаллизации (рис. 4а). Этот процесс сопровождается истощением расплава и ликвидус -ных минеральных фаз магнием, хромом и алюминием. Их место занимает соответственно двух- и трехвалентное железо. Естественно, что составы последовательно кристаллизующихся шпинелей становятся все более железистыми, а тренд на диаграмме отклоняется вправо. Появление плагиоклаза приводит к истощению расплава глиноземом, в результате равновесная шпинель становится более хромистой. Это особенно хорошо видно на диаграмме соотношения трехвалентных элементов (рис.5а.). Тренд шпинелей начинается в глиноземистой области, затем происходит относительное увеличение хрома, сменяющееся накоплением железа.

А|2°3 А12Оз А1203

Рис. 3. Соотношения концентраций CaO, AI2O3 и Сг;Оз в ортопироксенах из пород различных комплексов.

1 - офиолнты Индийского океана, 2 - офиолиты трога Кайман, 3 - офиолитм передовой душ Тонга, 4 - офиолиты котловины Паресе-Вела (впадина IPOD), 5-6 - низкобариые (5) и высокобарные (6) офиолиты Приморья, 7 - офиолиты 334 скважины, 8 - Бушвельд, 9 - Ким-персайский массив, 10-10а- бонинит-офнолитовая ассоциация Сахалина (интрузивные породы (10) и лавы (10а)), 11-11а - бониннт-офиолитовая ассоциация Тонга (интрузивные породы (11) и лавы (11а)). Пунктирными стрелками показано изменение составов пироксенов снизу вверх по разрезу (от ультрабазитов к габбро), сплошными - изменения в зональных ортопи-роксенах, от ядра к краю.

Однако эта закономерность справедлива только для относительно низких давлений, не выходящих за пределы оливин-плагиоклазового равновесия (<5-6 кб). При повышении давления шпинель становится более глиноземистой и магнезиальной, а тренд ее кристаллизации имеет противоположную направленность (рис. 46, 56). Причем фугитивность кислорода в этом случае не оказывает существенного влияния на количество трехвалентного железа в шпинели, поскольку эта позиция полностью занята глиноземом, активность которого при повышенных давлениях намного выше, чем трехвалентного железа.

В бошшит-офиолитовых ассоциациях (ортопироксеновых) эволюция состава шпинелей более сложная. Как видно из рисунков (рис. 4 в, 5в), шпинели здесь более хромистые. Это может быть связано не только с более высокой концентрацией хрома в расплаве, но и с тем, что инициальный расплав здесь более кремнеземистый, чем для троктолитовых ассоциаций. Как было показано ранее (Irvine 1976; Плаксенко, 1989), при сходном содержании глинозема более кремнеземистая порода содержит более хромистую шпинель. Анализ материалов показывает, что шпинель гарцбургитов бонинит-офиолитовых ассоциаций имеет максимальную

хромистость из всех известных. По составу она совпадает с субликвидус-ной шпинелью лав бониннтовой серии, что подтверждает ее первично магматическое происхождение и кристаллизацию из магмы, насыщенной кремнеземом и магнием, т.е. бонинитовой магмы.

Рис. 4. Соотношения Хсг и Хм8 в шпинелях из пород различных комплексов.

1 - офиолиты трога Кайман, 1 - офиолиты передовой дуги Тонга (ультрабазиты (2а) н габбронды (26)), 3 - офиолиты котловины Паресе-Вела (впадина ЕРСШ), 4-5 - низкобарные (4) и высокобарные (5) офиолиты Приморья, б - офиолиты 334 скважины, 7 - Бушвельд, 8 -Кииперсайский массив, 9-9а - бонинит-офиолитовая ассоциация Сахалина (интрузивные породы (9) и лавы (9а)), 10- бонинит-офиолитовая ассоциация Тонга (интрузивные породы (10) и лавы (10а)), 11 - офиолиты Папуа-Новой Гвинеи. Пунктирной стрелкой показано изменение составов шпинелей от ранних фаз к поздним, сплошными - изменения в зональных шпинелях, от ядра к краю.

Общий тренд изменения состава шпинелей вверх по разрезу от перидотитов к габбро-норитам, так же как и последовательность кристаллизации шпинелей от субликвидусных к субсолидусным в бонинитовых лавах, характеризуется уменьшением хромистости и увеличением железистости, что отражает процесс оливин-ортопироксенового фракционирования при низких давлениях.

На эту генеральную закономерность накладываются тренды, связанные с изменением физико-химических условий кристаллизующейся магмы. Первый такой тренд обнаружен в лавах бонинитовой серии. Он выражается в том, что на каком-то этапе кристаллизации образуются шпинели бо-

44

лее хромистые и менее железистые, чем кристаллизовались до этого. Они ассоциируют с более магнезиальными силикатными минералами, причем существовавшие до этого минеральные фазы начинают растворяться. Этот процесс является результатом повышения температуры расплава более, чем на 100 °С и уменьшением фугативности кислорода. Предполагается, все эти изменения связаны с поступлением в магматический очаг восстановленного флюида и его окислением там. Наибольший размах в изменении составов минералов был обнаружен в лавах бонннитовой серии о. Сахалин (см. рис. 3-5).

Сг3*

Рис. 5. Соотношения концентраций Сг+3, А1+3 и Ре+3 в шпинелях из пород различных

комплексов.

1 - офиолнты трога Кайман, 2 - офиолиты передовой дуга Тонга, 3 - офиолиты котловины Паресе-Вела (впадина 1РОО), 4-5 - низкобарные (4) и высокобарные (5) офиолиты Приморья, б - офиолнты 334 скважины, 7 - Бушвельд, 8 - Кимперсансхий массив, 9-9а - бони-пит-офиолитовая ассоциация Тонга (интрузивные породы (9) и лавы (9а)), 10- бонинит-офиолитовая ассоциация Сахалина (интрузивные породы (11) и лавы (крестики)), 11 - офиолнты Папуа-Новой Гвинеи. Пунктирной стрелкой показано изменение составов шпинелей от ранних фаз к поздним, сплошными - изменения в зональных шпинелях, от ядра к краю.

Второй тренд связан с появлением в гарцбургатовой части разреза тел троктолитов и оливиновых габбро. В приконтактовых гарцбургитах шпинель становится более глиноземистой н более магнезиальной, чем в более удаленных породах. Эта тенденция нарастает в троктолитах и оливиновых габбро, где шпинель становится наиболее глиноземистой и машезиальной. Аналогичный эффект наблюдался в некоторых прослоях вебстеритов, без признаков близкого соседства с плашокчазсодержащими разновидностями, поэтому только изменением состава кристаллизующейся магмы его объяснить нельзя. Скорее всего причина кроется в другом.

Известно, что эффект возрастания магаезиальности и глиноземистости шпинели в базальтовых расплавах при низких давлениях вызывается уменьшением фугативпости кислорода (Hill, Roeder, 1974; Muan, 1975). Вполне вероятно, что и в бонинитовых магмах процесс протекает аналогично. Таким образом, можно предполагать, что описанное изменение состава шпинелей вызвано локальным уменьшением фугитивности кислорода в результате поступления в кристаллизующуюся магматическую камеру восстановленного флюида и его перемещения по неполностью закристаллизовавшимся слоям. Т.е., в продуктах относительно малоглубинной кристаллизации бонинитовой магмы мы наблюдаем те же следы влияния восстановленного флюида, что и в лавах бонинитовой серии.

Геохимические критерии, так же как и минералогические, позволяют четко отделить бонинит-офиолитовые ассоциации от океанических и окраинно-морских. В то же время значимых различий между двумя последними типами по макроэлементам не наблюдается. Это связано с тем, что океанические и окрашшо-морские офиолитовые ассоциации образуются из магмы одного петрохимического класса (толеитовой) и имеют близкие геохимические характеристики. Однако, учитывая данные глубоководного бурення в Марианском троге и драгирования современной зоны спрединга в котловине Лау, можно уверенно говорить, что на начальных этапах развития задуговых впадин в формировании офиолитовых ассоциаций принимают участие как океанические, так и островодужные толеито-вые магмы (Initial Reports..., 1982, Wood et al., 1982; Bougault et al., 1982; Volpe et al., 1987).

Бонинит-офиолитовые ассоциации кристаллизовались из высокомагне-зиалъных, пересыщенных кремнекислотой магм в отличие от океанических и окраинно-морских офиолитов, которые образовались из недосы-щенных кремнекислотой магм. По нормативному составу бонинит-офиолитовые ассоциации тяготеют к шперстен-кварцевой области, в то время как в ассоциации океанических и окраинно-морских офиолнтов преобладают диопсид и нормативный оливин. Тренд дифференциации океанических и окраинно-морских офиолитовых ассоциаций отражает оливин-шгагаоклазовое фракционирование расплава, тогда как в бошшит-

офнолитовых ассоциациях on распадается на три части: оливин-пироксеновый, пироксен-плапюклазовьш и ннроксен-плапюклаз-кварцевый (рис 6).

Офиолитовые Бонииит-офиолитовые

ассоциации ассоциации

+Мп+Т1+Сг

Рис. 6. Тренды дифференциации офиолитовых и боншшт-офиолнтовых

ассоциаций.

Бошшит-офполнтовые ассоциации характеризуются островодужными тенденциями - низкой титаннстостыо, относительно повьпненной лейко-кратовостью, специфическим трендом редкоземельных элементов. Океанические и окрашпю-морские офиолитовые ассоциации обладают повышенной титаннстостыо, пониженной кремнеземистостыо, океаническим трендом редкоземельных элементов. Ряд исследователей (Gill, 1976; Weaver et al., 1979) предполагает, что по содержанию литофпльных элементов можно разделить толеиты ложа океана и завершивших свое развитие впадин окраинных морей, однако это мнение оспаривается (Шараськин, Закариадзе, 1982). Приведенные в предыдущих главах данные ясно показывают, что лавы окрашшо-морских офиолитов обладают более высокими концентрациями крупно-ионных литофилов по сравнению с нормальными толеитами срсдшшо-океанических хребтов. Это обогащение связано с влиянием глубинного флюида, присутствие которого в интрузивных породах офиолитов фиксируется по появлению водосодержа-щего минерала - керсутита. Вполне вероятно, что и интрузивные породы обогащены круппоионными литофилами, однако пока нет данных по их концентрациям в породах всего ряда ультрабазиты - габброиды - долери-

Таблица 5. Классификационные признаю! офиолитов

Тип офиолитов Океанический Островодужный

Тектоническая обстановка образования офиолитов (пример современной обстановки) Нормальный океанический спрединг (Восточно-Тихоокеанское поднятие) Спрединг, связанный с трансформным разломом (трог Кайман) Задутовой спрединг (котловины Паресе-Вела, Лау) Интрадуговой спрединг (дуга Тонга, Марианский трог)

Геохимический тип магмы Нормальные и обогащенные океанические толеиты Остро водуж-ные и океанические толеиты Остро водуж-ные толеиты и бониниты

Осадки Кремнисто-терригенные ВулканоГенно-терригенные

Лавы и дайки Обычны плагиоклаз-оливиновые фенокристы, геохимическая специфика океанических толеитов Обычны кли-нопироксен-нлагиоклазо-вые фенокристы; геохимическая специфика ост-роводужных и океанических толеитов Обычны орто-пироксен-клинопироксе новые фенокристы, хромит; геохимическая специфика острово-дужных толеитов и бонини-тов

"Верхние габбро" Клинопироксеновые и клинопи-роксен-амфиболовые габбро; диориты и плагиограниты редки. Клинопироксеновые и клиопироксен -амфиболо-вые габбро; диориты и плагиограниты вероятны. Габбро-нори-ты, нориты; диориты и плагиограниты присутствуют.

ты. В таблице 5 сведены главные классификационные признаки офиоли-товых ассоциаций, полученные на основе интеграции оригинальных материалов и литературных данных. Из таблицы видно, что океанические и задуговые офиолиты достаточно близки по своим общим характеристикам, различаясь в некоторых деталях. В то же время интрадуговые офиолиты, среди которых преобладают бошшит-офиолитовые ассоциации, резко выделяются своими специфическими особенностями.

Глава 8. Геодннамическая модель формирования офиолитовых и бони-нит-офнолнтовых ассоциаций в структуре зоны перехода и проблема петрогенезиса бонинитовых магм.

Анализ основных гипотез генезиса офиолитов показывает, что несмотря на кажущееся многообразие предлагаемых различными исследователями схем, общим положением для всех моделей является формирование

Продолжение таблицы 5.

Тип офиолитов Океанический Островодужный

Тектоническая обстановка образования офиолитов (пример современной обстановки) Нормальный океанический спрединг (Восточно-Тихоокеанское поднятие) Спрединг, связанный с трансформным разломом (Трог Кайман) Задуговой спрединг (котловины Паресе-Вела, Лау) Интрадуговой спрединг (дуга Тонга, Марианский трог)

"Нижние габбро" и кумуляты Тип пород: дун иты -тро ктол ит ы -габбро; порядок кристаллизации: оливин-плагиоклаз-клинопиро-ксен; минералы-индикаторы: титанистый пироксен. Тип пород: дуниты-троктолиты-габбро; порядок кристаллизации: оли-вин-плагио-клаз-клино-пироксен-амфу.бод; минералы-индикаторы: титанистый амфибол. Тип пород: гарцбургиты-лерцолиты-ортопироксен иты-габбро-нориты; порядок кристаллизации: оливин- кли-нопиро-ксен-плагиоклаз или оливин-ортопироксен -клинопиро-ксен; миие-рхчы-индика-тооы: ортопн-роксен. низкотитанистый клиопироксен и амфибол

Переходная зона (минеральный парагенезис) Оливин-плагиоклазовый Ортопироксен-плагиоклазовый

Ультрабазиты ("мантийные перидотиты") Клиногшроксенсодержащие гарц-бургиты и лерцолиты доминируют; дунит-хромитовые залежи редки. Шпинель относительно низкохромистая. Доминируют гарц-бургиты и вебстери-ты, обычны дунит-хромиговые залежи. Шпинель высокохромистая.

офиолитов в условиях растяжения. Геодннамическая модель офиолито-гепеза в современных средшшо-океанических хребтах, рассматривавшаяся во второй главе, в настоящее время более или менее общеизвестна. Аналогичная геодинамическая модель предложена недавно и для спрединго-вых зон котловин окраинных морей, разработанная на примере котловины Jlay островодужной системы Тонга (Morton, Sleep, 1985; Jenner et al„ 1987). Следует отметить, что в основе этой модели лежит представление о подъеме к поверхности "горячего" мантийного материала (мантийного диапира), из которого магма частично поступает па поверхность, а частично образует интрузивные и субвулканические тела, формируя новообразованную кору океанического типа;

Однако среди офиолитов континентов широким распространением пользуются ассоциации, принципиально похожие на океанические, но отличающиеся в деталях. Например среди них присутствуют относительно дифференцированные ассоциации, содержащие среди вулканитов кислые разности (кератофиры), а в интрузивных комплексах - позднюю плагно-гранитную фазу (офиолиты Урала, Корякин и др.). Пока только на континентах обнаружены высокобарные офиолитовые ассоциации (оливин-шпинелевой фации), аналогичные описанным в четвертой главе. Несмотря на довольно большой обьем геологических исследований ультрабазитов океанов, в них не обнаружено сколько нибудь значимых скоплений хромитов, месторождения которых довольно обычны для офиолитов континентальных областей.

Вполне вероятно, что эти особенности связаны с образованием части офиолитовых ассоциаций в тектонических обстановках, отличающихся от спрединговых зон океанов и задуговых бассейнов. Возможно они генерировались в рифтах, закладывавшихся на мощной континентальной или субконтинентальной коре, как полагают некоторые исследователи (Вулканические пояса..., 1984). Одним из оснований для подобных взглядов является современное залегание офиолитов на блоках древней континентальной коры, что возможно в случае их обдукщш на прилегающий континент в результате изменения тектонического режима.

Подобные современные рифтогенные структуры известны в некоторых районах мира (например, Красноморский, Калифорнийский рифты, Японское море, Марианский трог), однако глубинные горизонты коры в них недоступны для исследования. Магматические образования, наблюдающиеся в настоящее время в осевых частях зон спрединга на континентальной коре (преимущественно базальты), практически не отличаются по геохимическим, минералогическим и петрологическим особенностям от аналогичных образований океана или развитых задуговых котловин. Отличия в составе вулканитов при раскалывании достаточно мощной коры фиксируются только на начальных этапах развития процесса, когда происходит ее деструкция. Например, в Марианском троге наблюдается переслаивание островодужных и океанических толеитов, а в Красноморском рифте процесс начинался с излияния щелочных основных и кислых лав (Альмухамедов и др., 1985; Volpe et al., 1987). Для Японского моря фиксируется антидромный характер магматизма, начинающийся с излияния пород известково-щелочной серии с большим количеством кислых диф-ференциатов, которые в дальнейшем сменялись базальтами повышенной щелочности (Фролова и др., 1989). Вполне вероятно, что офиолиты, образующиеся на этом этапе, будут отлетаться от более поздних ассоциаций, например - большей степенью дифференцированности, более высокими Р/Т параметрами кристаллизации и т.п.

Проблема идентификации тектонических обстановок образования таких "аномальных" офиолитовых ассоциаций черезвычайно важпа и требует своего решения. Одпой из таких ассоциаций, имеющей современные и древние аналоги, является бонинит-офиолитовая ассоциация.

В современных условиях бошпшт-офиолитовая ассоциация известна только в зпиокеанических островных дугах. Ни в каких других современных тектонических обстановках бонинит-офиолитовая ассоциация пока не обнаружена, хотя магматические комплексы, образовавшиеся из бони-нитовой магмы известны с глубокого докембрия. Характерной ее особенностью является:

1) присутствие ультраосновных расслоенных массивов существенно ортопироксенового состава в основании и плапгогранитов (тоналигов, трондъемитов) в верхней части разреза.

2) наличие дифференцированной бонинитовой серии вулканитов и даек.

Одним из древнейших комплексов, кристаллизовавшихся из бонинитовой магмы, считается Бушвельдский расслоенный массив (Sharpe & Hulbert, 1985; Hatton & Sharpe, 1989). Более молодые бошшит-офиолитовые ассоциации известны в Восточных Саяпах (Добрецов и др., 1986), в Средиземноморье (Троодос), на Сахалине (см. гл. 6), в современных островных дугах (Идзу-Бонинской, Марианской, Тонга) и некоторых других районах. В последнее время появилось много публикаций об обнаружении лав бонинитовой серии, в том числе совместно с коматиитами, в архейских зеленокаменных поясах (Arndt & Jenner, 1986; Redman & Keays, 1985; Sun et al., 1989 и др.).

Возраст наиболее древних бонинитов достигает 2.8-2.9 млрд. лет. Если это так, то в архее и протерозое магмы бонинитового типа были гораздо более распространены, чем в более позднее время. На рис. 7 приведена

Рис. 7. Соотношение бонинитового и офиолитового магматизма в геологической истории Земли.

предварительная качественная оценка соотношения бонинито-вых и офиолитовых комплексов в геологической истории Земли. При составлении графика принималась точка зрения, что океаническая кора сложена офиолитами, а расслоенные интрузии Бушвельдского типа об-

51

S а

ta

о О

о Ä

V

V

чЧ

■3V

о

■V ?

J

U

S I S I

o«

_l_I_I_1_I_I_I_L_

3.0 2.0 1.0 Млрд. лет

0

разовались при дифференциации бонинитовой магмы.

Древние высокомагаезиальные и кремнеземистые лавы очень похожи по геохимическим параметрам на фанерозойские бониниты, что дало основание для предположения о единстве их механизма образования на всем протяжении геологической истории. Однако сам механизм образования бонинитовых лав является дискуссионным вопросом. Существует два основных направления решения проблемы. Представители первого направления, наиболее многочисленные на сегодняшний день, полагают, что бо-нинитовые расплавы представляют собой продукт частичного плавления мантийного перидотита, который является тугоплавким остатком (реститом) после удаления из него базальтовой компаненты (Crawford et al., 1981; Boninites ..., 1989 и др.). Эта главная парадигма, которую пытаются по разному модифицировать для объяснения геохимических аномалий в бошшитах. Следует иметь ввиду, что нижние горизонты офиолитов сложены (как полагают многие исследователи) мантийными реститами, образовавшимися после выплавления океанических базальтов, т.е. представляют собой тот самый субстрат, нз которого могли бы выплавиться бонинитовые магмы. Если эта гипотеза верна, то бониниты и офиолиты должны постоянно встречаться совместно. Однако в архее бониниты есть, а офиолитов нет, поскольку многие исследователи сходятся во мнении, что большая часть офиолитов мира моложе 1 млрд. лет (Abbate et al., 1985; Ishiwatari, 1991, 1994). И этот факт не находит своего объяснения в рамках первого направления.

Сторонники второго напрвления так же считают бонинитовые расплавы продуктом плавления мантийного вещества, однако допускают контаминацию расплавом вещества коры (Sun et al., 1989; Фролова и др., 1989). Причем родоначальный расплав был более магнезиальным и менее кремнеземистым, чем бонинитовый. Например, для архейских боншштов за первичный расплав принимается состав коматиита (Sun et al., 1989). В этом случае присутствие офиолитов не обязательно, геохимические особенности бонинитов зависят от состава привнесенного материала. Этот процесс вполне вероятен, однако, учитывая объемы бонинитовой магмы в архее, трудно себе представить механизм, позволивший родоначалыюму расплаву полностью ассимилировать гигантские объемы добавочного материала. Характерным примером в этом отношении может быть Буш-вельдский массив, который содержит значительные ксенолиты вмещающих пород.

Несомненно, что без детального исследования геодинамики современной бонинитогенерирующей структуры решение вопроса о происхождении бонинитовых магм невозможно. В настоящее время на Земле известна только одна такая структура - островодужная система Тонга.

Главной особенностью островодужной системы Тонга является то, что между двумя жесткими блоками, образованными отмершими вулканиче-

скими хребтами, находится блок "аномальной мантии", перекрытой тонкой "пленкой" океанической коры. Именно над этим блоком сосредоточены зоны современной вулканической деятельности - вулканическая дуга Тофуа и зона современного спрединга котловины Лау.

Блок аномальной мантии, характеризующийся экстремально высоким поглощением и пониженными скоростям! сейсмических коли, прослеживается на глубину до 300 км (Вагага1^1 е1 а1., 1975). На глубине с востока он ограничен сейсмофокальной плоскостью, а с запада граница проходит в первом приближении по плоскости, вертикально спроектированной с восточного ограничения хребта Лау. Существование блока аномальной мантни связывается с разогретым астепосферным материалом, за счет которого происходит образование океанической коры котловины Лау. Этот разогретый материал обеспечивает изостатический подъем всех структур островодужной системы Тонга в среднем на 2,5 км над прилегающим ложем океана. Анализ материалов по геологии островодужной системы Тонга подтверждает представления Д. Карига (Капц, 1971, 1975) о том, что котловина Лау образовалась в результате разрыва и латерального перемещения двух вулканических хребтов - Лау и Тонга. Непосредственной причиной этого процесса является образование блоха аномальной (разогретой) мантии, которую мы сейчас наблюдаем по геофизическим данным.

Возможная модель геодинамического развития за последние 10 мпн. лет, приведшая к появлению современной структуры островодужной системы Тонга, представляется следующим образом.

К концу позднего мггапена в данном районе существовала островодуж-ная система, состоявшая нз вулканического хребта, образованного передовым (авулканнческим) блоком Тонга и тыловой (вулканической) дугой Лау, и задуговой Южно-Фиджийской котловиной. В конце миоцена - начале плиоцена в результате глубинных процессов под вулканическим хребтом началось образование аномальной мантии, что вызвало его изо-стапгческое поднятие и раскол но тектонической границе между передовым н тыловым блоками как по наиболее ослабленному месту. Обычно этот процесс связывают с поднятием к поверхности разогретого астено-сферного материала - "мантийного диапнра" (Karig, 1971, 1975).

Под воздействием сил гравитации и разрастания блоха "аномальной мантии" хребет Лау стал соскальзывать с образовавшегося поднятия, наваливаясь на структуры Южно-Фиджийской котловины и подминая нх под себя(рис. 8а). Это движение обеснечнвало существование постоянных растягивающих напряжений 15 тылу хребта Лау и формирование "древней" части котловины Лау. Этот же процесс привел к вспышке плиоценового островодужного вулканизма на самом хребте Лау (серия Коробосаго). Первый этап становления современной структуры островодужной системы Тонга продолжался, вероятно, до конца плиоцена. В конце плиоцена на-

ступила относительная стабилизация тектонического развития и прекра-

Рис. 8 Схематическая геодинамическая модель эволюции эпи-океанической острово-дужной системы и место бонинитов в ней (на примере системы Тонга).

Новая вспышка тектонической активности произошла в начале голоцена в результате подъема нового

"мантийного диа-пира". Однако теперь пришел в движение блок передовой дуга Тонга, который стал надвигаться на Тихоокеанскую плнту. В результате в тылу передовой дуга началось образование

"молодой" части котловины Лау и активизировалась дуга Тофуа. Последняя заложилась на месте тектонического шва, отделявшего передовую дугу Тонга от новообразованной котловины Лау. Следует иметь ввиду, что лавы бонинитовой серии были драгированы в зоне вулканической дуги Тофуа, т.е. на стыке жесткого блока древней относительно мощной коры и "аномальной мантии", перекрытой тонкой океанической

щение активного вулканизма.

А

300

200

100

100

200 км

Задуговой | 'Тектоническая бассейн АУга Океан

^- »

^ 7 , ' ^ : :

...... !

:<м

300 200 100 -5 0 100 200 км

£

Задуговой ?

оассеин

а с

а.

<5

Тектоническая

"3,

дуга

77* '

"■г'/Л ? \

Щ

О

•ДО»;

о

корой котловины Лау (рис. 86,в). Как уже говорилось ранее (Высоцкий, 1989), четвертичные вулканиты дуги Тонга (Тофуа) так же представляют собой дифференцна-ты бошшитовой магмы.

Подобный механизм формирования островодуж-ных систем и миграции вулканических хребтов характерен не только для островодужной системы Тонга. Анализ геологического строения островных дуг п окраинных морей Меланезии позволил X. Колли и В. Хпндел (Колли, Хиндел, 1987) сделать заключение, что в период с эоцена до среднего миоцена все они составляли единую островодужнуго систему, обрамлявшую с северо-востока Австралийский континет. Дальнейшее развитие системы, сопровождавшееся раскрытием новых окраинных бассейнов и частичным поглощением старых, а так же возникновением молодых островных дуг, привело к расчленению ее на отдельные фрагменты н перемещению их в пространстве. В результате в современных островодужных системах оказались совмещенными гетерогенные и гетерохронные геологические комплексы (островодужные, офнолитовые и пр.), а фрагменты единой структуры ранней островной дуги были разобщены на сотни километров друг от друга. Следует также отметить, что первоначальная островодужная система располагалась гораздо ближе к окраине Австралийского континента, чем нынешние, причем процесс "отплывания" островодужного вулканического хребта фиксируется дня подавляющего большинства тихоокеанских островодужных систем. Исключением являются "обращенные" островные дуга (Вануату, Соломонова), которые перемещаются в сторону Австралии за счет раскрытия Северо-Фиджийской котловины. Эти исключения ясно указывают, что основная причина возникновения и эволюции островодужных систем связана с раскрытием задуговых бассейнов над "мантийными дианирами".

Естественно, сразу же возникает вопрос о происхождении и составе "мантийного диапира". С доминирующей точки зрения "мантийный диа-пир" представляет собой блок вещества глубинных горизонтов мантии,

300

В

200

100

100

200 км

|< Тектоническая 11 АУта

\

\ а ' '

ч"

более горячий и, соответственно, менее плотный, чем окружающие породы. Из-за своей гравитационной неустойчивости "мантийный диапир" всплывает вверх, являясь причиной образования многих геологических структур в земной коре. Причины возникновения таких мантийных днапи-ров неоднократно обсуждались в литературе (Добрецов, 1980; Уткин, 1989; Packham, Falvey, 1971; Karig, 1971, 1974; Toksoz, Bird, 1977; н др.). Однако ни в одной из опубликованных моделей мантийного диапиризма нет ответа па ключевой вопрос:

Почему "мантийные диапиры" с такой последовательностью и настойчивостью "привязаны" к основанию вулканических хребтов островных дуг?

С точкн зрения автора ответ может быть один - ключевой причиной "мантийного днагшрнзма" и магмогенеращш в островодужных системах является глубинная дегазация Земли. Поток глубинных флюидов является переносчиком тепла и химических элементов, приводит к магмогеперации и разуплотнению в верхних горизонтах мантии, а так же изменению физико-химических параметров как зон магмогенеращш, так и магматических очагов. Как уже неоднократно отмечалось многими исследователями, сейсмофокальная зона представляет собой идеальный путь для перемещения флюида из глубин мантии в верхние горизонты Земли. Именно этим объясняется сопряженность "мантийного диапиризма" и островодужных систем.

Главные особенности фанерозойских бошнштов, подтверждающих доминирующую роль флюида в петрогенезисе бопинитовых магм заключаются в следующем:

1. Основываясь на химической зональности минералом и составе рас-плавных включений, в истории кристаллизации бошнштов можно выделить минимум два этапа, разделенных периодом резкой смены физико-химических условий. При переходе от этана к этапу температура магмы возрасла более чем на 100°С и ранние минеральные фазы начали интенсивно растворяться и замещаться новыми, более высокотемпературными. Обилие газовых включений в минералах свидетельствует о том, что магма была насыщена флюидом, часть которого была захвачена быстро кристаллизующимися высокотемпературными минералами. На начальных этапах высокотемпературная кристаллизация протекала прн пониженной фу-гативностн кислорода, т.е., в более восстановительной области.

2. По данным хроматографического анализа в состав флюида, захваченного минералами бошнштов, входит преимущественно вода. Однако, б сравнении с составом газовой фазы других базит-пшербазнтовых комплексов, в бонинитовом флюиде значительную долю составляют восстановленные газы - Н2, СН4, СО (Хн2+ш4+со/2ц2о+со2-1.2-5.7%). Поскольку наиболее флюидонасыщенными являются минералы и стекла второго этапа, можно предполагать, что смена условий кристаллизации связана с по-

ступлением в магматическую камеру восстановленного (существенно водородного) флюида, окисление которого привело к повышению температуры расплава и насыщепию его водой.

3. В близповерхностных условиях за счет окисления флюида генерируется вода, значительно понижающая температуру плавления субстрата. Этим же флюидом переносятся крупноионные литофилы, а также буферируется низкая активность кислорода в процессе магмогенерации и эволюции магмы. Некоторые исследователи (Green at al., 1987; Faloon et al„ 1989) объясняют влиянием флюида появление геохимических аномалий, таких как высокое 87Sr/ 6Sr отношение в бонинитах Тоета, относительно постоянное и пр.

Для проверки некоторых из этих положений была проведена серия экспериментов по плавлению и кристаллизации модельного бопшштового расплава в присутствии водного и водородного флюида при различных буферах. Эксперименты проводились в Институте экспериментальной минералогии АН России на установке газового давлепня с внутренним нагревом под руководством Э. С. Персиков а. Общая методика эксперимента и описание аппаратуры были аналогичны опубликованным в работах (Персиков, Эпельбаум, 1985; Персиков, 1984; Эпельбаум и др., 1978). Модельный бонинит соответствовал родоначальному бошшитовому расплаву, рассчнтаниому в работе (А. Sobolev, Danyushevsky, 1993) и близкому по составу расплавным включениям в шпинелях природных бошшн-тов. Эксперименты проводились прн взаимодействии расплава с водным, водно-водородным и водородным флюидом. Фугитивность кислорода Ii отношения Н2/Н2О контролировались буферными смесями металлическое железо - вюстит и вюстит - магнетит, общее и флюидное давление составляло 1,2-2 кб, интервал температур варьировал от 1300 до 1000 °С в зависимости от задач опыта. Изобарическая закалка проводилась после выдерживания расплава в течение 1-2 часов в при спижении температуры в интервале от 50 до 300 °С.

В силу сложности интерпретации роли водорода в расплавах (и механизма его воздействия), результаты экспериментов могут оцениваться пока как предварительные. Опи сводятся к следующему:

1) Во всех препаратах присутствуют две зоны - существенно ортопи-роксеновая ("спинифексовая") и оливнновая (гипидиоморфнозерннстая). Контакт зон отчетливый, на границе наблюдается сгущение более крупных кристаллов оливина. Мощность оливиновой зоны и крупность зерен максимальны в опытах с водой и с более длительным интервалом кристаллизации. Стекло преобладает в оливиновой зоне, клинопироксен присутствует в обеих зонах в виде единичных зерен, плагиоклаз не установлен. Хромшпинель слагает мелкие (1-10 мкм) кристаллы, зачастую квадратного сечения, и их сростки в обеих зонах. Ортопироксен представлен ромбической разностью, хотя некоторые его зерна гаснут под углами 3-

11°. Железистость его колеблется в пределах 7-12 мол.%, AI2O3 - 1-4 % массы, СаО - 0.35-1.5 % массы. Оливин магнезиальный (f=8-13 мол. %), в опытах с длительным интервалом кристаллизации с нормальной зональностью, а в опытах с водородом - довольно хромистый (содержания СГ2О3 от 0.1 до 0.4 % массы).

Амфибол и плагиоклаз не обнаружены. Состав стекла зависит от степени раскристаллизации и варьирует в широких пределах - от сильно магнезиального, близкого к первичному составу, до высококремнеземистого и глиноземистого в оливиновой зоне.

Определение валового состава зон расфокусированным зондом и в режиме сканирования показывает, что они имеют близкий химический состав (53-58% SiOj, 15-12,5% MgO), что отвергает возможность ликвации расплава. Учитывая предыдущие опыты по плавлению бонинитов (Van der Laan et al., 1989; Tatsumi 1982; Umino, Kushiro 1989) и аномальную проницаемость силикатных расплавов для водорода при высоких температурах, можно предполагать, что ортопироксеновая фаза является "закалочной", соответствующей максимальному (неравновесному с буфером) Рщ, а оливиновая - солидусной (водной), соответствующей Ршо буферного равновесия.

2) К настоящему времени детально исследованы составы хромшпине-ли. Результаты анализов показывают (рис. 9), что с ростом Р02 резко возрастает окисленность шпинели при незначительном повышении ее хроми-стости. При этом почти во всех опытах присутствуют зерна двух составов - магаезиальные восстановленные и железистые окисленные. Первые, вероятно, являются субликвидусными, они кристаллизовались в под влиянием водородного флюида. Вторые - субсолидусные, кристаллизовались при соответствующей Ршо буферного равновесия. Экспериментальные шпинели водно-водородного опыта попадают в поле шпинелей природных бонинитов, а шпинели из водородных и "воздушных" (максимально восстановленные и окисленные) образуют свои поля. Тренд изменения состава зональных шпинелей природных бонинитов указывает на уменьшение фугн-тивности кислорода в процессе кристаллизации, т. е. на влияние восстановленного флюида.

Хотя эти данные предварительные, они показывают, что магнезиальные расплавы под влиянием окисления водородного флюида могут разделяться на две составляющие - существенно оливиновую (водную), и существенно ортопироксеновуто (водородную). Подобным разделением первичного расплава можно объяснить сонахождение в одних структурах архейских ко-матиитов и бонинитов, общность их геохимических свойств, а также появление ортопироксеновых прослоев в ультраосновных интрузивах. Более детально эти вопросы будут рассмотрены после завершения экспериментов и полной обработки данных.

100.00 т

90.00 -

3 80.00 I

u 70.00

а

60.00 -■

50.00 ■•

40.00

Шпинели природных бонинитов

x 1

+ 2

* 3

♦ 4

о 5

★ 6

о.оа 10.00 20.00

30.00

40.00

Fe /Fetot

50.00

60.00

70.00

80.00

Рис 9. Соотношение хромистости и окислевности в экспериментальных и природных шпинелях бонинитов.

Условия эксперимента: 1- аргон, Р0бш= 1 атм, Т=1400 "С (подготовка стартового материала); 2- вода, Р„6Щ=2 кб, Т= 1250-1 ООО °С, Fe-FeO буфер; 3 - б водород, Р„6щ=1,2 кб (3 -Т= 1300-1250 °С, Fe-FeO буфер, 4 - Т=1300-1100 °С, Fe-FeO буфер, 5 - Т=1300-1250 "С, FeO-Fej04 буфер; 6 - Т=1300-1250 °С, без буфера). Стрелками в поле бонинитов показаны интервалы и направления изменения состава природных зональных шпинелей, от ядра к краю.

Как было показано в главе 5, источником бонинитовых магм Тонга мог быть перидотит типа лерцолита Тиникуэлло. Сравнение природных и экспериментальных (Jaques & Green, 1980) составов показало их удивительное совпадение. Точки составов пород на диаграммах тесно совмещены с трендом изменения составов расплавов, образовавшихся при частичном плавлении лерцолита, причем степень его частичного плавления находится в интервале 30-40%. Судя по данным экспериментов, давление при образовании бонинитовых расплавов не превышало 2-5 кб, что в условиях островной дуги характеризует нижние участки земной коры, а не мантию.

Анализ данных по современным бонннитам показывает, что в острово-дужных системах они появляются на контакте передовой тектонической дуги и раскрывающегося задугового бассейна. Появление бонинитовых магм инициируется подтоком мантийного восстановленного флюида (преимущественно водородного), взаимодействием его с мантийным веществом и корой тектонической дуги. Парагенетическая связь бонинитов с офиолитами указывает на то, что последние являются необходимым компонентом для возникновения фанерозойских боншштовых магм.

Список основных опубликованных работ автора по теме диссертации: Монографии:

1. Фундамент Тихоокеанских активных окраин. М.: Наука, 1987, 208 с. Соавторы: Шульдинер В. И., Ханчук А. И.

2. Очерки тектонического развития Камчатки. М.: Наука, 1987. Соавторы: В.А.Ермаков, М.Н.Шапиро, А.Е.Шанцер, В.И.Шульдинер,

A.И.Ханчук.

3. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 196 с.

4. GEOLOGY AND GEOPHYSICS OF THE PHILIPPINE SEA. Terra Science Publishing Company, Tokyo, Japan, 1996, 406 p. Editors: S.A. Shcheka, S.V. Vysotskiy, R.G. Kulinich, B.Ya. Karp, E.P. Lelikov, H. Tokuyama, T. Ishii, K. Fujioka, N. Isezaki.

Статьи:

1. Кристаллический фундамент Камчатки: строение и эволюция. Геотектоника. 1979. № 2. С. 80 - 93. Соавторы: Шульдинер В. И., Ханчук А. И.

2. О типах островных дуг и стадиях их формирования. В кн.: Вулканические пояса Востока Азии. М. Наука, 1984, с. 99-105. Соавтор: И. Н. Говоров

3. Глубинное строение фундамента вулканических поясов и его влия!ше на их формирование и эволюцию вулканизма. В кн.: Вулканические пояса Востока Азии. М. Наука, 1984, с. 314-328. Соавторы:

B.И.Шульдинер, К.С.Шашкин, И.Н.Говоров, А.И. Ханчук

4. Строение и состав коры островных систем. В кк.:Геохимическая модель Тихоокеанской окраины Азии. М. Наука, 1984, с. 164-178. Соавторы: В.И. Шульдинер, А.И. Ханчук

5. Первая находка оливинового бонинита в желобе Тонга. Докл. АН СССР. 1985. Т. 217, № 1. С. 169 - 173. Соавторы: Пущин И. К., Тас-каев В. И., Кирюхина Н. И.

6. К вопросу о магматической расслоенности в офиолитах островных дуг (на примере полуострова Камчатский Мыс). В кн.: Вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы Дальнего Востока. Владивосток, ДВНЦ АН СССР, "1985, с.46-77.

7. Новые дапные по геологии разломов Яп и Центральный в Филиппинском море. Докл. АН СССР. 1986. Т. 286, N2 2. с. 417-421. Соавторы:

C.А.Щека Р.Г.Кулинич В.Г.Сахно и др.

8. Море Лау. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. С. 80 - 86.

9. Дуга Тонга. Там же. 1987. с. 119-139. Соавтор: Злобин С. К.

10. Магматические и метаморфические породы фундамента островных дуг и окраинных морей. Там же, 1987, с. 7-36. Соавторы: В.И.Шульдинер, А.И.Ханчук, М.Н.Шапиро

11. Минералогические критерии магматического генезиса ультрабазитоп офиолитовых ассоциаций (на примере Восточной Камчатки). В кн.: Новые данные по петрологии магматических и метаморфических пород Камчатки. Изд. ДВО АН СССР, Владивосток, 1989, с. 134-156.

12. Петрография магматических пород разломов и локальных впадин. В кн.: Геология разломов и локальных впадин дна Филиппинского моря. Изд. ДВО АН СССР, Владивосток, 1989, с.105-117. Соавторы: Ю.А.Мартьшов, В.П. Симаненко, P.A. Октябрьский, В.И. Сапин

13. Магматические комплексы Филиппинского моря. Там же. Изд. ДВО АН СССР, Владивосток, 1989, с. 145-177. Соавторы: С.А.Щека, В.Т.Съедин, В.Г.Сахно, Р.А.Октябрь-ский, Г.И.ГовороЕ

14. Континентальная мафическая кора в обрамлении Тихого океана. Бюл. МОИП, отдел геолог., вып. 5, 1989, с. 3-16. Соавторы: В.И.Шульдинер А.И.Ханчук

15.0 природе геосинклинальных вулканитов В кн.: Эволюция геологических процессов Дальнего Востока. 1987, Изд. ДВО АН СССР, Владивосток, с. 5-15. Соавторы: В.И.Шульдинер А.И.Ханчук

16.Океанические и островодужные офиолиты. В кв.:Тихоокеанская окраина Азии. Геология. М. Наука, 1989, с. 14-21. Соавтор: A.A. Стрпж-кова

17.Тыловодужпые бассейны. Там же, с. 33-50. Соавтор: А.И.Ханчук

18. Офиолиты северного Приморья: петрология ультрабазит-габбровой ассоциации. Тихоокеанская геология, № 5, 1990, с. 76-87. Соавтор: Оковитый В.Н.

19. Гипербазигы северной части желоба Тонга. Океанология, 1991, Т. 31, вып. 3, с. 475-482. Соавторы: Лазько Е. Е., Королева Н. В., Муравиц-кая Г. Н.

20. Первая находка бонтштов на о. Сахалин. Доклады АН России., 1993, т.331, №6, с.709-712. Соавторы: Говоров Г.И., Бойко С.А.

21. Офиолиты Пекульнейской зоны. В кн. Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. М. Наука, 1991. с. 19-23. Соавторы: С.С.Зимип, А.М.Юдин

22. Гидротермальная минерализация в офиолитовой ассоциации Срединно-Индийского хребта. Тихоокеанская геология, 1992, №2, 149-152. Соавторы: Обжиров А.И., Сваричевский A.C., Астахов A.C., Карабцов A.A.

23. Гидротермальные преобразования пород офиолитовой ассоциации Сре-дшшо-Индийского хребта. Доклады Академии Наук, 1992, 305/5, 12031207. Соавтор: Плюснина Л.П

24.Two-phase separation of fossil hydrothermal fluids in the Mid-Indian Ridge ophiolites. Geochim. Cosmochim. Acta. 1994, V.58, No. 9, pp.20352039. Соавтор: Плюснина Л.П

25. High and low pressure cumulates of Paleozoic ophiolites in Primorye, eastern Russia. A. Ishiwatari, J.G. Malpas, & H. Ishizuka (editors), "Circum-Pacific Ophiolites: Proceedings of the Ophiolite Symposium of the 29th International Geological Congress, Kyoto 1992", 1994, VSP Publishers, pp. 145-162

Сергей Викторович ВЫСОЦКИЙ

ОФИОЛИТОВЫЕ И БОНИНИТ-ОФИОЛИТОВЫЕ АССОЦИАЦИИ ОСТРОВОДУЖНЫХ СИСТЕМ ЗАПАДНОЙ ПАЦИФИКИ

Автореферат

Лицензия ЛР № 040118 от 15.10.91 г. Подписано к печати 18.04.96 г. Формат 60x84/16. Печать офсетная. Усл.пл. 4,0. Уч.-издл. 4,71. Тираж 100 экз. Заказ 396.

Отпечатано в типографии издательства "Дальнаука" ДВО РАН 690041, г.Владивосток, ул. Радио, 7