Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Петрохимия позднеордовикских - раннедевонских базальтоидов южной части Тагильской зоны Среднего Урала

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрохимия позднеордовикских - раннедевонских базальтоидов южной части Тагильской зоны Среднего Урала"

На правах

Наркисова Вера Валевтнновва

ПЕТРОХИМИЯ

ПОЗДНЕОРДОВИКСКИХ - РАННЕДЕВОНСКИХ БАЗАЛЬТОИДОВ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ТАГИЛЬСКОЙ ЗОНЫ СРЕДНЕГО УРАЛА (по данным Уральской сверхглубокой скважины я околоскважинного пространства)

Специальность 25.00.04— петрология, вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва, 2005

Работа выполнена в Федеральном государственном унитарном предприятии Научно-производственного центра по сверхглубокому бурению и комплексному изучению недр Земли «Недра» (ФГУП НПЦ "Недра"), г. Ярославль и в Московском государственном университете им. М.В. Ломоносова.

Научный руководитель доктор геолого-минералогических наук

Виден Изильевич Фельдман (МГУ им. М.В. Ломоносова)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Виктор Васильевич Авдонин (МГУ им. М.В. Ломоносова)

доктор геолого-минералогических наук Александр Владимирович Самсонов (ИГЕМ РАН)

Ведущая организация Государственный Геологический музей

им. В.И. Вернадского

Защита состоится 13 января 2006 г. в 14-30 ч. на заседании диссертационного совета Д 501.001.62 при Московском государственном университете им. М.В. Ломоносова по адресу: 119992 , Москва, Ленинские горы, ГЗ МГУ, ауд. 415.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова, МГУ-ГЗ, 6-й этаж

Автореферат разослан 09 декабря 2005 г.

Ученый секретарь диссертационного совета Д 501.001.62 доктор г.-м. наук, профессор

ГГ1АУ19

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследований Петрологии вулканических пород Тагильской зоны Среднего Урала посвящены многочисленные работы, позволившие установить основные особенности развития вулканизма в раннем палеозое. Вместе с тем, происхождение раннепалеозойских вулканитов остается дискуссионным, поскольку предлагаются различные интерпретации тектонической обстановки их формирования. Обосновываются две модели развития вулканизма в Тагильской зоне: континентально-рифтогенная (Каретин, 1997-2004) и надсубдукционная - островодужная (Агеева, 1992; Язева и Бочкарев, 1989, 1995, 2000; Розен и др., 1997, 1999; Румянцева, 1989, 1995; Петров и др., 2000; Коротеев и др., 2001 и др.). Генезис вулканических пород Тагильской структуры, принципиально важный для объяснения развития вулканизма этой зоны и всего Урала, таким образом, остается актуальной проблемой. В процессе исследований пород Уральской СГ-4, вскрывшей в Тагильской зоне раннепалеозойские вулканогенные образования до глубины 6000 м, накоплен значительный объем материалов по петрологии и геохимии вулканитов, что дает возможность рассмотреть их генезис в сопоставлении с базальтоидами современных обстановок. В Тагильской зоне преобладают базальтоиды, как и в современных островных дугах и континентальных рифтах. Именно поэтому для восстановления тектонической обстановки раннепалеозойского вулканизма изучалась базальтоиды.

Цель и задачи исследований определение генезиса базальтоидов позднего ордовика -раннего девона южной части Тагильской зоны и реконструкция геодинамической обстановки их формировании. Для достижения этой цели были поставлены следующие задачи: 1. Обобщить петрологические данные по раннепапеозойским базальтоидам южной части Тагильской зоны и выделить ассоциации вулканических пород (Оз-Dj). 2. Определить принадлежность базальтоидов к петрохимическим сериям и установить последовательность их образования. 3. Установить геохимические особенности базальтоидов и характер их изменения в пространстве и во времени. 4. Оценить состав источника раннепалеозойских базальтоидов.

Фактический материал. Было исследовано более 500 образцов базальтоидов из вулканических комплексов (Оз-Di) южной части Тагильской зоны, собранных в полевых исследованиях 1995-2004 г.г. Проведено опробование Уральской СГ-4, структурных скважин и коренных выходов на поверхности поперек структуры, на широте СГ-4. Проведено детальное петрографическое изучение базальтоидов в шлифах (более 1000), в том числе и из коллекции ФГУП НПЦ "Недра". Детально изучена коллекция базальтоидов (100 образцов), для которых были определены содержания главных компонентов и элементов-примесей. Был детально изучен составов клинопироксенов из нижнепалеозойских базальтоидов на электронном (более 500 анализов) и ионном (около 20 анализов) зондах. В работе использовано около 200 химических анализов базальтоидов, данных Е.М. Ананьевой (1983), Н.С. Чурилина (1985), А.Ф. Кирьякова (1987), H.A. Румянцевой (1988), В.Б. Пояркова (1988), О.М. Розена (1995), Ю.С. Карелии (2000), К.Г. Башты и Ан.И. Марченко (1992-2003). Использованы данные по базальтоидам современных островных дуг (180 анализов) и континентальных рифтов (160 анализов) из электронной базы GEOROC (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc).

Научная новизна. Впервые получены новые данные по геохимии позднеордовикских -раннедевонских базальтоидов южной части Тагильской зоны и обобщены петрохимические данные по району СГ-4. Это позволило обосновать палеоостроводужный генезис этих пород. Этот вывод получил дополнительное подтверждение при сопоставлении базальтоидов Тагильской зоны с базальтами современных различных геодинамических обстановок, что позволило представить общую последовательность развития вулканизма в раннем палеозое на Среднем Урале.

Практическая ценность работы. Результаты работы имеют большое практическое значение для изучения палеозойского этапа развития Урала. Методический подход, использованный в работе, может быть применен при изучении палеотипных вулканических пород, в палеогеодинамических реконструкциях Урала и регионов со сходным тектоническим

строением. ■ ____. . . _

j РОС НАЦИОНАЛЬНАЯ j , I БИБЛИОТЕКА ,

Личный вклад автор«. 1) Полевые геологические исследования южной части Тагильской зоны, изучение пород Уральской СГ-4 и структурных скважин, отбор проб, в том числе на изотопно-геохимические исследования. 2) Обобщение материалов предшествующих исследований. 3) Изучение состава и строения вулканических комплексов. 4) Изучение петрологии и геохимии базальтоидов. 5) Анализ и обобщение данных.

Осипвиие защищаемые положения

1. Установлено, что базальтоидный вулканизм в южной части Тагильской зоны эволюционировал от однородного толеитового к дифференцированному известково-щелочному и, затем, к шошонитовому - в последовательности, характерной для современных островных дуг.

2. Показано, что геохимические особенности базальтоидов определялись составом деплетированного мантийного субстрата, преобразованного под воздействием флюидно-расплавной компоненты субдукционной природы.

3. Выявлена поперечная петрогеохимическая зональность базальтоидов с запада на восток Тагильской зоны. Она объясняется обеднением источника водным флюидом, снижением степени плавления и увеличением глубины очага генерации магм.

4. Полученный комплекс данных доказывает, что раннепалеозойский базальтоидный вулканизм южной части Тагильской зоны происходил в островодужной обстановке.

Апробация работы Результаты исследований по теме диссертации докладывались на научных чтениях памяти профессора И.Ф. Трусовой (Москва, МОИП, 1996-1999), на Втором Всероссийском петрографическом совещании "Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы" (г. Сыктывкар, 2000), на X Всероссийском совещании «Петрография XXI века» (г. Апатиты, 2005). По теме диссертации опубликовано 29 работ (7 статей и 22 тезиса докладов).

Структур» и объем работы. Работа состоит из 5 глав, введения, заключения и приложений; имеет общий объем 144 страницы, содержит 2 таблицы и 48 рисунков; табличные приложения из 23 страниц; список литературы включает 182 наименования. В первой главе рассматриваются геологическое строение района исследований, проблемы, важные для объяснения развития раннепалеозойского вулканизма, задачи исследований. Во второй главе дана характеристика вулканических ассоциаций (Оз-Di). В третьей главе приводится методика исследований. В четвертой главе дана характеристика состава и геохимических особенностей базальтоидов. В пятой главе рассматривается генезис и палеогеодинамическая обстановка формирования базальтоидов.

Благодарности. Автор благодарит своего научного руководителя В.И. Фельдмана. Автор выражает благодарность A.A. Носовой (ИГЕМ РАН) и Л.В. Сазоновой (МГУ) за инициацию этой работы, помощь в отборе и обработке материалов, обсуждении результатов, а также за участие в изучении составов клинопироксенов, корректирующее ход исследований. Автор благодарит А.Я. Докучаева за организацию полевых работ. Аналитические исследования различными методами, которые составляют значительную и очень важную часть данной работы, были бы невозможны без помощи сотрудников многих лабораторий, включая: Ю.В. Долинину, О.Г. Унанову, М. Михеева, Л.Д. Холодова, В.Б. Василенко, И.А.Толоконника, A.JI. Керзина, Д.З.Журавлева, H.H. Коротаеву, Е.В. Гусеву, С.Г. Симакина, Е. Потапова, которым автор очень признателен.

Автор благодарит за помощь в полевых исследованиях руководителей и геологов Уральской ГРЭ К.Г. Башту, В.А. Горбунова, Ан.И. Марченко, Ал.И. Марченко, JI.H. Шахторину. Особая признательность д. г-м. н. |Ю.С. Каретину! за участие в совместных полевых работах и обсуждение материалов. Автор благодарит руководство ФГУП НПЦ "Недра" за финансовую поддержку.

Глава 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ТАГИЛЬСКОЙ ЗОНЫ И ТОЧКИ ЗРЕНИЯ НА ЕЕ ФОРМИРОВАНИЕ

Тагильская зона - узкая субмеридиональная структура Среднего и Северного Урала, шириной 40-80 км и протяженностью около 800 км. Верхняя часть ее земной коры по результатам интерпретации геофизических материалов представляет собой аллохтон с ' ' 4

бивергентной структурой, шарьяжно-надвиговыми и сдвиговыми дислокациями (Friberg, Petrov, 1998 и др.). Раннепалеозойские образования (O3-D1) слагают внутреннюю часть Тагильской зоны От структур внешнего обрамления они отделены зонами региональных разломов: на западе от Центрально-Уральского поднятия зоной Главного Уральского глубинного разлома, на востоке от Восточно-Уральского поднятия зоной Серовских разломов.

Залегание раннепалеозойских осадочно-вулканогенных образований подчинено общему простиранию структуры. На широте Уральской скважины СГ-4 (58°22э с. ш., 59°43э в.д.) выделены три субмеридиональные зоны: западная (Кумбинская), центральная (Центрально-Тагильская) и восточная (Красноуральская) (рис 1). В западной и в центральной зонах стратифицированные образования залегают с восточным падением. С запада на восток они представлены кабанской (Оэ), павдинской (Sil-w), именновской (S1W-S2W) и туринской (S2P-D1I) свитами. Свиты выходят на поверхность узкими полосами и обычно имеют тектонические контакты, датированы по фауне и радиологически (рис 1). В восточной зоне, надвинутой на центральную зону по субмеридиональному Туринскому надвигу, свиты залегают в тектонических блоках с западным падением. С востока на запад располагаются красноуральская (Sil), павдинская (S)l-w) и именновская (Si-г) свиты. Для павдинской и именновской свит в этой зоне отсутствуют надежные фаунистические датировки. Противоречивые мнения высказаны о вулканитах крайне-восточного (Вересовского) блока Красноуральской зоны, тектонически-отделенного блоками пород силурийско-девонского возраста Стратиграфически они отнесены к красноуральской свите (Сбор..., 1983 и др.), формационно - к кабанскому комплексу (Корреляция.. , 1991).

Возрастили лег

фауннеплосмея ришологшоаон диировкя

Вулшвлескле комплексы и яссошшии вулшитсскик пород

Зашиаишмш (Куыбткхм)

Цапршнмюю (Цешрально-Тстльдмя)

(Красиоураяыкая)

пржидоянй

Туршшиш 3,p-DJ пржмдолиП люков

395+10-Ю5+12"

тошоииг-дапломя ассоцшцня

416"

I Imosiüscsm S w-SJil ваток - pmsotfi нутов

Пнмкш SJ w »ерти нижнего лшнломря н

можлке нижнего всижжя _430*_

баэдьТ'НадпнбжилиоямассоошХ!

бкмдьт.аидвмбазаям мДОкг-ллалмриодщнтамя мсоцкачна

Кряаюурияьсхаи S,1

Кабянсхм О,

гсшлюриолмтовм кооптация

яцвешбязвльт-яцяезкг. йшпюрнодвфлмвя

Рис. 1. Раннепалеозойские вулканические комплексы и ассоциация вулканических пород южной части Тагальской зоны. Фаунистические датировки по (Иванов, 1998 и др.). Радиологические датировки: *- трондьемигы левихинского комплекса (Rb-Sr), комагматичные павдииским вулканитам (Попов и др., 2003); **- диориты северорудничного комплекса (Rb-Sr), комагматичные гороблагодатским вулканитам (данные С.Н. Бубнова, ИГЕМ РАН); *** -сиениты кушвинского комплекса (К-Аг по биотиту), комагматичные туринским вулканитам (Разработка..., 1999).

Представление о Тагильской зоне как внутриконтинентальной рифтовой структуре последовательно отстаивается Ю.С. Каретиным (1997 - 2004). B.C. Попов (2000) рассматривает

каледонский (O3-D1) тектономагматический цикл на Среднем Урале как отражение эволюции тепловой мантийной аномалии, распространявшейся на континентальную кору. В рамках мобилистских представлений в палеозойской истории Урала реконструируются Палеоуральский океан, пассивная окраина Восточно-Европейского континента, силурийские и девонские островные дуги. Тагильская палеодуга рассматривается как северный сегмент силурийской дуги, возникшей над палеозоной субдукции восточного падения, отождествляемой с зоной Главного Уральского глубинного разлома (Пучков, 1993; Язева, Бочкарев, 1995; Коротеев и др., 2001 и др.). Однако не исключается заложение Тагильской палеодуги над палеозоной субдукции западного падения, идентифицируемой с Серовско-Маукской сутурной зоной (Петров и др., 2000) или синхронной палеозоны субдукции западного падения (H.A. Румянцева с соавторами, 1988). Высказаны мнения о энсиалическом (Язева, Бочкарев, 1995) и гетерогенном (Кузнецов, 1999, 2000) основании Тагильской палеодуги. По геохимическим и изотопно-геохимическим характеристикам силурийских вулканитов предполагается (Розен и др., 1997) энсиматический характер палеодуги. Таким образом, остаются дискуссионными вопросы о природе раннепалеозойских вулканитов, природе основания палеодуги и о направлении падения палеозоны субдукции.

Глава 2. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ПОЗДНЕГО ОРДОВИКА - РАННЕГО ДЕВОНА ЮЖНОЙ ЧАСТИ ТАГИЛЬСКОЙ ЗОНЫ

В работе под вулканическим комплексом понимается ассоциация вулканических (эффузивных, субвулкаиических, вулканокластических и др.) пород, обладающих общими чертами состава и строения, располагающихся в определенном геологическом пространстве и объединяемых определенной последовательностью образования в ограниченный отрезок геологического времени (Петрографический..., 1995). Пространственно раннепалеозойские вулканические комплексы Тагильской зоны соответствуют свитам либо их частям. В соответствии с геологическим положением, возрастом и строением вулканогенных толщ выделены ранние (Оз-Sj) и поздние (S1.2-D1) ассоциации вулканических пород.

Ранние вулканические ассоциации: (Oj) базальтовая с низкой долей вулканитов кислого состава (нижнекабанская) —* (03) базальт-плагиодацит-плагиориолитовая (верхнекабанская) —» (Si) андезибазальт-андезит-плагиодацитовая (красноуральская).

Базальтовая ассоциация, содержащая плагиориодациты, выделена в нижнекабанский подкомплекс (Оз). Он сложен шаровыми и массивными лавами афировых базальтов с редкими прослоями яшмоидов и редкими субвулканическими дайками плагиориодацитов. Нижнекабанскому подкомплексу соответствует нижняя часть кабанской свиты: крайняя западная полоса в Кумбинской зоне, и восточный (Вересовский) блок в Красноуральской зоне.

Базапьт-плагиодацит-плагиориолитовая ассоциация выделена в верхнекабанский подкомплекс (03). Ему соответствует верхняя часть кабанской свиты с большим объемом кислых вулканитов. Разрез толщи обломочно-эффузивный, сложен лавами, лаво- и гиалокластитами базальтов и плагиориолитов, и субвулканическими дайками плагиодацитов, вулканогенно-обломочные породы встречаются редко; СГ-4 вскрыта толща мощностью ~960 м (инт. 5056-6015 м). Базальты слагают низы и верхи разреза в СГ-4, в средней части залегают кислые породы. На поверхности обнажается верхняя и средняя части вскрытого разреза. Базальты афировые-редкопорфировые, образуют два горизонта шаровых и массивных лав мощностью -80-90 м (инт 5184-5264 м; 5920-6015 м в СГ-4); на поверхности встречены их подушечные лавы.

Андезибазалып-андезит-ппагиодацитовая ассоциация выделена в красноуральский комплекс (Si); пространственно ему соответствует западный (Красногвардейский) блок красноуральской свиты. Базальтоиды слагают нижние части разрезов мощностью не менее 300 м (скв. 8121, инт. 430-730 м), которые выходят на поверхность в восточной части блока, а к западу сменяются кислыми породами (скв 8121, инт. 20-430 м). Базальтоиды имеют афировый облик, образуют шаровые и массивные лавы; кислые породы встречаются в виде лав и субвулканических даек; эффузивные породы сопровождаются лаво- и гиалокластитами, редкими вулканогенно-обломочными породами.

Поздние вулканические ассоциации: (вг) базапьт-андезибазальт-андезит-плагиориодацитовая (павдинско-липовская) —» (Я 1-2) базальт-андезибазальтовая (именновская) —» (вг) базальтовая (гороблагодатская) —» (Зг-БО шошонит-латитовая (туринская).

Базальт-андезибазальт-андезит-плагиориодацитовая ассоциация на широте СГ-4 выделена как павдинский комплекс на западе и как липовский на востоке. Пространственно им соответствуют выходы павдинской свиты на западе и востоке Таггльской зоны. Липовская и павдинская осадочно-вулканогенные толщи имеют похожее строение, при этом, с востока на запад снижается доля вулканических пород и возрастает количество вулканогенно-осадочных пород глубоководных туфотурбидитовых фаций и сопровождающих их углеродистых силицитов. В разрезах доминируют базальтоиды, преимущественно в виде туфов и тефроидов; шаровые и массивные лавы залегают в средней части комплексов. На западе мощность павдинского комплекса -1570 м (СГ-4, инт. 3487-5056 м); мощность лавовых горизонтов базальтоидов небольшая ~100 м (инт. 4657-4712 м; инт. 4617-4648 м). В типичном для восточной зоны разрезе к СЗ от г. Красноуральска мощность лавовой толщи достигает ~650 м (скв. 5809, инт. 13-659 м). В туфах преобладают плагиоклазовые разности базальтоидов, в лавах - пироксеновые Риодациты встречаются в виде тефроидов в верхней части разрезов и в виде экструзий на поверхности, в западной части павдинского комплекса.

Базальт-андезибазальтовая ассоциация выделена в именновский комплекс (в 1-2); пространственно он соответствует нижней толще именновской свиты (мощностью -3500 м в СГ-4 инт. 30-3487 м). Верхние (восточные) части разрезов эффузивные и вулканокластические, их мощность от 200-700 м (в скв. 1, 4, 5 центральной зоны) до ~1000 м (в СГ-4). Вулканические породы: лавы, субвулканические дайки, грубообломочные туфы и тефроиды базальтоидов к низу разрезов (к западу) фациально замещаются слоистыми вулканогенно-осадочными породами. В Красноуральской зоне лавы базальтов мощностью -300 м (скв. 3) залегают на вулканогенных образованиях туринского комплекса. Базальтоиды представлены преимущественно плагиоклазовыми и пироксеновыми разностями. Однако встречаются и афировые базальтоиды, они образуют подушечные лавы, среди которых встречаются прослои углеродсодержащих силицитов, и слагают верхнюю часть эффузивной толщи мощностью -150 м в СГ-4 (инт. 117-265 м), перекрывая массивные лавы порфировых базальтов мощностью -160 м (пироксеновых в инт. 397-430 м и плагиоклазовых в инт. 265-384 м).

Базальтовая ассоциация, содержащая дациты, выделена в гороблагодатский комплекс (вг); пространственно он соответствует верхней толще именновской свиты. Базальты слагают нижние части разрезов - западную часть Центрально-Тагильской зоны. Здесь выходят на поверхность подушечные лавы и туфы афировых - редкопорфировых базальтов. Восточнее, к верхам разрезов, вулканиты фациально замещаются вулканогенно-осадочными породами, среди которых встречаются маломощные (~4 м) потоки массивных базальтовых лав и редкие субвулканические дайки дацитов и трахидацитов (скв. 1, 4).

Шошонит-латитовая ассоциация туринского комплекса ^-О]) соответвует осадочно-вулканогенной толще туринской свиты, нижняя часть которой сложена известняками. В типичном для центральной зоны разрезе на широте СГ-4 (скв. 719) карбонатные породы (инт. 1260-1445-м) фациально замещаются полимиктовыми вулканогенно-осадочными (инт. 812-1260 м) и затем вулканическими породами (инт. 0-812 м). Вулканиты, преимущественно порфировые латиты, широко распространены в виде игнимбритоподобных лав и лавобрекчий, образуют подушечные лавы мощностью до 100 м (инт. 724-812 м) и редкие субвулканические дайки. Шошониты встречаются редко, в виде субвулканических даек. Мощность вулканогенных толщ достигает 400-800 м (скв. 719, 722, 3), осадочно-вулканогенных толщ -1000-1500 м и более (г. Еловица).

Раннепалеозойский базальтоидный вулканизм проходил преимущественно в подводной обстановке и лишь в позднем силуре - раннем девоне в субаэральной (Шарфман, 1989) Лавы базальтов в позднем ордовике - раннем силуре сопровождаются гиалокластитами того же состава, в силуре - глубоководными градационно-слоистыми туфотурбидитами и радиоляриевыми силицитами, в позднем силуре - раннем девоне известняками.

Обломочно-эффузивные толщи кабанского и красноуральского комплексов перекрыты глубоководными радиоляриевыми силицитами (Оз) и алевропелитами (Si); осадочно-вулканогенные толщи павдинского комплекса - силицитами с конодонтами из пограничных слоев лландовери и венлока (Иванов и др., 1998, 2004). По фауне из известняков возраст гороблагодатского комплекса не моложе лудлова-пржидолия, возраст туринского комплекса ограничивается пржидолием-лохковом. Таким образом, возрастная последовательность залегания вулканических комплексов в крупных тектонических блоках сохраняется.

Глава 3. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ И РАЗБРАКОВКА АНАЛИТИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Методы исследований.

Петрогенные элементы определялись классическим методом "мокрой химии" и рентгено-флюоресцентным анализом (XRF). Силикатный анализ выполнялся в ИГЕМ РАН по методикам, принятым в лаборатории. Рентгенофлюоресцентный силикатный анализ производился в ИГЕМ РАН и в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии Сибирского отделения РАН (г. Новосибирск) на рентгеновских анализаторах VRA-20R.

Содержания элементов-примесей определялись несколькими методами. Рентгенофлюоресцентный анализ (на 15 элементов-примесей) производился в ИГЕМ РАН, часть проб была проанализирована на XRF-спектрометре последовательного действия Philips PW2400. Инструментальный нейтронно-активационный анализ (на 28 элементов) производился в ИГЕМ РАН. Анализ проб методом масс-слеюрометрии с индуктивно связанной плазмой (на 43 элемента) проводился в лаборатории ИМГРЭ на приборе Elan 6100 DRC. Один образец (обр. 614) был исследован в Лаборатории Геологической Службы США (г. Рэстон, Вирджиния) методами XRF, INAA, ICP-MS и др.

Содержания главных компонентов в клинопироксенах определялись в Лаборатории локальных методов исследования вещества на кафедре петрологии Геологического факультета МГУ. Анализ производился на сканирующем электронном микроскопе Camscan-4DV с энерго дисперсионным анализатором Link AN-10000. Концентрации микропримесей в клинопироксенах определялись в лаборатории Института микроэлектроники, г. Ярославль методом вторично-ионной масс-спектрометрии.

Для интерпретации петрогенезиса базальтоидов в работе привлечены изотопно-геохимические (Rb-Sr и Sm-Nd) данные из литературы (Розен и др., 1999; Бубнов и др., 2001) и неопубликованные данные Н.А. Румянцевой (2005).

Разбраковка аналитических данных. В условиях преобразования пород в эпидот-хлоритовой и пренит-пумпеллиитовой субфаций регионального метаморфизма из темноцветных минералов базальтоидов первичный состав сохраняет клинопироксен, плагиоклаз замещен альбитом, стекло - вторичными минералами. Проверка состава базальтоидов по стандартным химическим критериям (Н2О+СО2, ППП и др.), индексам ACNK=Al203/(CaOfNa20+K20) и Хашимото 100*(MgO+K2O)/(MgO+K2O+CaO+Na2O) (Harris et. al., 1999), и проверка выборок статистическими методами показали, что вторичные изменения состава базальтоидов близки к субизохимическим. Отмечено локальное перераспределение К, Na и Са, что согласуется с петрографическими наблюдениями. Сопоставление содержаний элементов-примесей, определенных разными методами, показало хорошую сходимость данных ICP-MS и INAA, и удовлетворительную для ICP-MS и XRF Близкие результаты измерений Nb методами XRF и ICP-MS наблюдаются лишь при содержании Nb~9 г/т, что ограничило использование NbxRF субщелочными породами.

Глава 4. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ, ПЕТРОХИМИЧЕСКАЯ И ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА БАЗАЛЬТОИДОВ

4.1. Петрографическая характеристика базальтоидов.

Вулканические ассоциации Ot-Si. Базальты нижнекабанского подкомплекса миндалекаменные и массивные, афировые. Базальты верхнекабанского подкомплекса, андезибазальты и андезиты красноуральского комплекса миндалекаменные и массивные, афировые изредка мелкопорфировые (7-15%) клинопироксен-плагиоклазовые, с гиалопилитовой и интерсертальной структурой.

Вулканические ассоциации 51;?-Р|.

(5/) Базальты, андезибазальты, андезиты павдинского и липовского комплексов миндалекаменные, порфировые (7-35%), с гиалопилитовой до гиалиновой, реже интерсертальной структурой. Выделены два петротипа базальтоидов. По преобладанию во вкрапленниках клинопироксена (и псевдоморфно замещенного хлоритом цветного минерала) над плагиоклазом - магнезиальный тип, с преобладающим плагиоклазом - глиноземистый тип.

(81-2) Базальты и андезибазальты именновского комплекса массивные и миндалекамеиные, гломеропорфировые (20-35%), с гиалопилитовой и интерсертальной структурой. Присутствуют магнезиальный и глиноземистый типы порфировых базальтоидов и афировые базальты и андезибазальты - обильноминдалекаменные, с редкими микровкрапленниками плагиоклаза и клинопироксена.

(82) Базальты гороблагодатского комплекса редкоминдалекаменные, редкопорфировые (510%) с гиалопилитовой структурой, характеризуются преобладанием плагиоклаза над клинопироксеном, присутствием мелких зерен титаномагнетита (до 5%) и акцессорных минералов: апатита, ильменита, сфена.

(5'2-01) Латиты туринского комплекса редкопорфировые и порфировые (7-35%) с пилотакситовой, изредка трахитовой структурой; во вкрапленниках плагиоклаз резко преобладает над клинопироксеном, иногда появляется калиевый полевой шпат (до 5%), встречаются микровкрапленники титаномагнетита и апатита. Шошокиты - массивные, обильнопорфировые (35-45%) с пилотакситовой структурой, плагиоклазовые, с редким клинопироксеном, редкими мелкими зернами титаномагнетита, апатита и сфена.

4.2. Петрахимическая характеристика базальтоидов

Типичные составы раннепалеозойских базальтоидов приведены в таблице.

Вулканические ассоциации Оч-Бь Базальтоиды кабанского и красноуральского комплексов - нормально-щелочные, низкотитанистые породы, характеризуются узкими интервалами концентраций основных компонентов при значительных вариациях магнезиальности (Мй#), низкими содержаниями Сг, №, Со, вс (в среднем <100-50 г/т).

(Оз) Толеиты нижнекабанские (N^0=4-7,5%, Мв#=41-62, ТЮ2=0,7-1,0%) и нижнекрасноуральские (М§0-5-10%; \^#=53-64; ТЮ2=0,7-1,0%) преимущественно низкокалиевые (К20=0,1-1,5%), умеренноглиноземистые. Клинопироксены

микровкрапленников высокомагнезиальные авгиты - эндиопсиды (Еп48-40 Wo43 Р8-7-15). (О3) Известково-щелочные базальты верхнекабанские (N^0^4-14%; М;*#=38-70; ТЮ2=0,4-1,1%) преимущественно умеренно-низкокалиевые до высококалиевых в измененных разностях (К20=0,4-1,3% до 1,8-2,5%), К-Ка типа щелочности. ($1) Известково-щелочные андезибазальты и андезиты верхнекрасноуральские (1^0=3-5%; М£#=37-58; ТЮ2=0,9-1,2%) низкокалиевые (К20<0,1%), № типа щелочности. Клинопироксены вкрапленников высокомагнезиальиые авгиты, изредка диопсиды (Еп46-43 Wo44-38 Рз9-17), в микролитах железистые авгиты (Еп43-31 Wo32-39 Рк23-28).

Вулканические ассоциации З^-Р^

(ВД Известково-щелочные базальты, андезибазальты и андезиты павдинского и липовского комплексов - крайне низкотитанистые магнезиальные породы. Различаются высокомагнезиальные низко-умеренноглиноземистые разности (магнезиального типа) и высокоглиноземистые магнезиальные до низкомагнезиальных разности (глиноземистого типа). Базальтоиды магнезиального типа слабо дифференцированы: павдииские и липовские базальты-андезибазальты (М$Оср~9-Ю%; 1У^#=59-72; ТЮ2=0,4-0,7%), липовские андезиты (Л^Оср~5,5%; М^=60-64; ТЮ2=0,3-0,6%). Базальты, андезибазальты и андезиты глиноземистого типа характеризуются более дифференцированным составом (М§£)ср~5-6%; М;*#=44-65; ТЮ2=0,5-0,9%). Липовские базальтоиды преимущественно низкокалиевые >!а ряда, павдинские умеренно-низкокалиевые Ка и К-Ка ряда. Высокомагнезиальные базальтоиды характеризуются повышенными содержаниями Сг (до 440 г/т) и N1 (до 300 г/т), высокоглиноземистые - низким Сг (<100 г/т) и № (<60 г/т) и более высокими содержаниями V. Клинопироксены (3-4 генерации) во вкрапленниках высокомагнезиальные авгиты (Еп46-47

\Уо40-43 ИзЮ-М) (павдинские) и эндиопсиды (Еп50-51 Wo40-42 Рв6-9) (липовские), микролитах менее магнезиальные авгиты (Еп40~47 Wo32-40 Ре 18-20).

Представительные химические анализы раннепалеозойских базальтоидов (Оз-О])

Тагильской ст рукту] РЫ

1Мр. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14

ЗЮ, 51,49 52,03 50,10 55,55 53,02 52,85 54,50 62,64 50,20 51,80 52,60 48,07 59,45 54,76

ТЮ, 0,94 0,82 0,90 1,22 0,68 0,70 0,42 0,33 0,67 0,67 1,10 1,11 1,00 0,87

А1,0, 14,20 13,53 17,70 16,90 16,35 17,35 14,57 12,81 14,90 16,35 14,51 16,49 16,98 19,61

КеОовщ 11,0 10,6 9,70 8,70 8,40 7,50 6,80 5,40 8,20 7,80 9,40 11,7 6,20 6,10

МпО 0,23 0,25 0,27 0,16 0,15 0,11 0,14 0,18 0,14 0,13 0,19 0,18 0,33 0,13

МсО 5,05 10,5 6,68 4,50 8,60 5,84 7,61 5,32 6,27 3,89 4,47 4,53 1,21 2,97

СаО 6,90 4,10 3,82 2,40 5,47 7,56 8,64 5,81 9,37 9,40 6,38 8,80 2,79 5,40

N»10 4,14 4,28 3,52 5,99 2,49 2,66 1,00 4,25 3,94 3,03 4,09 2,42 4,73 3,51

к2о 0,34 0,36 2,16 0,05 0,15 0,53 1,07 0,27 0,07 0,21 0,19 1,56 3,91 1,94

РА 0,24 0,09 0,20 0,19 0,12 0,15 0,10 0,11 0,16 0,14 0,27 0,20 0,33 0,28

11Ш1 4,43 2,5 4,32 3,34 3,80 4,14 5,42 2,25 . - - 3,69 2,29 3,74

СО, - . 0,44 - . 0,60 - - 1,36 0,28 0,53 - - -

н2о+ - - - - - - - - 4,07 4,87 4,48 - - -

НгО- - - - . . - - . 0,55 1,14 1,12 - - -

Суима 98,96 99,06 99,81 99,0 99,23 99,99 100,27 99,37 99,90 99,71 99,33 98,75 99,22 99,31

Ва 60 50 112 41 44 97 130 36 23 63 32 768 631 739

КЬ 3,50 3,90 51,3 0,47 2,10 7,40 16,0 3,40 1,10 3,40 2,70 24,3 58,6 26,0

8г 85 119 114 166 389 357 352 264 172 275 360 359 172 847

а 0,02 0,07 1,00 0,02 0,29 0,26 - 0,14 0,30 0,10 0,10 0,33 0,12 0,90

Та 0,06 0,09 0,08 0,11 0,09 0,13 - 0,08 0,10 0,12 0,20 0,15 0,30 0,20

м> 1,0 1,5 1,4 1,8 1,5 2,2 - 1,3 2,3 2,5 3,7 2,8 7,3 9,0

нг 1.1 1,5 2,6 3,7 2,3 3,3 1,3 1,3 2,3 2,1 3,3 1,6 3,7 3,0

2г 38 55 91 136 82 117 62 45 87 79 127 56 139 129

У 17 21 23 29 17 22 - И 21 22 30 23 42 25

ТЬ 0,42 0,32 0,79 0,90 0,88 1,31 0,46 1,59 1,58 2,46 1,18 5,45 2,70

и 0,18 0,10 0,23 0,39 0,35 0,50 - 0,24 0,75 0,56 0,71 0,42 1,60 0,90

Сг 66 31 74 25 395 92 303 393 183 39 18 33 19 61

№ 35 43 55 28 144 61 118 134 72 32 16 26 15 39

Со 37 35 43 32 33 26 32 27 37 24 29 35 10 31

8с 33 38 39 31 34 28 32 25 38 29 35 43 10 30

V 288 ^282 312 323 269 307 227 200 280 308 382 454 104 273

Се 51 103 183 71 78 116 129 60 80 80 149 164 79 166

РЪ 1,4 1,1 1,0 1,6 4,7 4,1 - 1,8 2,1 2,7 4,9 2,7 11,7 4,0

2п 101 101 85 106 76 82 109 50 84 87 106 99 225 99

Вс 0,34 0,36 0,66 0,71 1,04 0,84 - 0,61 0,56 0,55 0,66 0,89 2,17 -

Ьа 2,15 2,58 6,59 10,9 6,11 8,74 4,10 3,33 10,1 10,6 15,0 9,63 33,3 23,1

Се 6,84 7,94 20,3 30,4 16,0 22,8 10,2 8,93 25,1 26,1 35,9 22,4 71,3 44,1

Рг 1,13 1Д4 3,01 4,62 2,21 3,11 . 1,22 3,43 3,57 4,96 3,04 9,29 .

N(1 6,17 6,70 14,7 22,3 10,4 14,4 7 5,74 15,7 16,3 22,4 13,9 40,9 31,4

Яш 2,03 2,16 3,77 5,65 2,65 3,64 1,69 1,52 3,76 3,94 5,38 3,61 9,42 5,88

Ей 0,66 0,71 1,07 1,57 0,81 1,04 0,61 0,42 1,03 1,11 1,48 1,32 2,46 1,67

СМ 2,27 2,59 3,78 5,31 2,69 3,63 . 1,66 3,51 3,77 5,00 3,70 8,43 -

ТЬ 0,38 0,46 0,58 0,77 0,41 0,56 0,26 0,26 0,52 0,57 0,76 0,57 1,23 1,02

»У 2,55 3,14 3,56 4,57 2,53 3,47 1,66 3,15 3,48 4,52 3,67 6,92 -

Но 0,60 0,73 0,78 0,97 0,56 0,78 0,37 0,68 0,76 0,98 0,82 1,41 -

Ег 1,56 1,95 2,07 2,50 1.51 2,08 - 1,03 1,85 2,05 2,59 2,11 3,74 -

Тш 0,24 0,30 0,31 0,36 0,23 0,31 - 0,16 0,27 0,30 0,39 0,32 0,54 -

УЬ 1,54 1,89 2,02 2,27 1,54 2,06 1,00 1,04 1,79 1,95 2,49 2,08 3,48 2,50

Ьи 0,23 0,28 0,30 0,33 0,23 0,31 0,17 0,16 0,27 0,29 0,37 0,31 0,53 0,31

Примечания. Содержание оксидов в мас.%, элементов-примесей в г/т.; (-) - не определялось. 1-2 - нижнекабанские толеиты на западе (1) и на востоке (2) структуры; 3 -

верхнекабанские базальты; 4 - красноуральские андезибазальты; 5-6 - павдинские андезибазальты и базальты магнезиального (5) и глиноземистого (6) типов; 7-8 - литовские андезибазальты и андезиты магнезиального типа, 9-11 - именновские базальты и андезибазальты магнезиального (9) и глиноземистого (10) типов, ферробазальты (11); 12 -гороблагодатские ферробазальты; 13-14 - туринские л агаты (13) и шошониты (14).

(У/.г) Известково-щелочные базальты и андезибазальты именновского комплекса относятся к низкотитанистым (ТЮг=0,7-1,0%), умеренно-низкокалиевым породам № ряда.

Различаются магнезиальные (магнезиального типа) и высокоглиноземистые (глиноземистого типа) разности. Базальты магнезиального типа - магнезиальные до высокомагнезиальных (М§Оср~7,5%; М§#ср.=58), низко-умеренноглиноземистые. Базальты и андезибазальты глиноземистого типа - умеренномагнезиальные (М|>0~3,8%; М§#ср.=46), высокоглиноземистые. Содержания Сг и №, по сравнению с павдинскими и литовскими, заметно снижаются: в магнезиальных разностях Сг (180-250 г/т), № (<100 г/т), в глиноземистых Сг и N1 (<50 г/т). Клинопироксены (3-4 генерации) зональные, изменяются от высокомагнезиальных авгитов - эндиопсидов (Еп48-51 Wo36-43 Рз9-15) во вкрапленниках до железистых авгитов - ферроавгитов (Еп41-28 \Vo36-38 Рз22-33) в микролитах.

Ферробазальты-ферроандезибазальты именновского комплекса низкомагнезиальные, умеренно-низкотитанистые (РеОобщ~9%; М§#ср.=38-43; ТЮ2=0,9-1,2%), преимущественно низкокалиевые (N3 ряда), умеренноглиноземистые породы с низкими содержаниями Сг и N1 (<35 г/т). Клинопироксены микровкрапленников (Еп47 \Vo35 Рв18) и микролитов (Еп42 Wo36 Рэ22) - авгиты довольно однородного состава. В ферробазальтоидах повышена общая щелочность (за счет N820), однако то авгитовому составу клинопироксенов они ближе к нормально-щелочным породам толеитовой серии.

(5У Ферробазальты гороблагодатского комплекса характеризуются однородным высокожелезистым составом и умеренно-низким содержанием титана (РеОобЩ>11%; Мд#ср.=38-43; ТЮ2=1,0-1,2%); это умереннококалиевые (№ и К-Ка ряда), умеренноглиноземистые породы с низкими содержаниями Сг и № (в среднем~70-30 г/т). Клинопироксены вкрапленников салиты - высококальциевые авгиты (Еп39-46 \^о32-45 Ря15-21) и ферросалиты-ферроавгиты в микролитах (Еп26-36 >Уо32-43 Ря30-32). Ферробазальты относятся к нормально-щелочным породам, но обнаруживают черты субщелочных пород (высококальциевый состав клинопироксенов, возрастание КгО, особенности минерального состава), и поэтому отнесены к породам переходного типа.

($7-00 Латиты и шошониты туринского комплекса - субщелочные (я/*=8-12%), высококалиевые (преимущественно К ряда) породы с низким содержанием МдОср.~2,5-3,5% и ТЮ2ср.~0,7%, высоко и весьма высокоглиноземистые, обеднены Сг и № (<20 г/т), V (-100-160 г/т), Со и вс. Клинопироксены вкрапленников салиты - высококальциевые авгиты (Еп36-39 "№о41-43 Рз18-21) и ферросалиты-ферроавгиты в микролитах (Еп21-33 >Уо35-41 РвЗО-Зб).

4.3. Геохимические особенности базапьтоидов. Общей особенностью спектров элементов-примесей является наличие отрицательных аномалий ВЗЭ (№, Та, Ъх, Щ Т\, У) и максимумов КИЛЭ (К, ЯЬ, Ва, РЬ) относительно И-МОЯВ, низких содержаний ТРЗЭ и высоких ЛРЗЭ относительно хондрита (С1) (рис. 2). Значительным дефицитом ВЗЭ и ТРЗЭ, и невысокими содержаниями КИЛЭ и ЛРЗЭ характеризуются нижнекабанские нижнекрасноурапьские толеиты, начинающие ряд ранних (Оз-БО вулканических ассоциаций, и павдинские - литовские высокомагнезиальные базальтоиды, начинающие ряд поздних (ви-О]) вулканических ассоциаций. Содержание КИЛЭ и ЛРЗЭ, и обогащение КИЛЭ/ВЗЭ и ЛРЗЭ/ТРЗЭ последовательно возрастают в каждом формационном ряду и, в целом, от толеитовых базальтов к известково-щелочным и к субщелочным. Распределение РЗЭ в базальтоидах имеет следующие особенности.

Вулканические ассоциации Оч-8ь Толеиты (Оз) характеризуются низкими содержаниями РЗЭ и слабо фракционированными, близкими к хондритовому, спектрами (ХРЗЭы=11-15; Ьа/УЬк=0,9-1,5). Значительно более высокие содержания РЗЭ и фракционированные спектры

наблюдаются в верхнекабанских (Оз) базальтах (£РЗЭм=25-Э0; ЬаЛЪк=2,0-3,0) и в верхнекрасноурапьских (81) андезибазальтах и андезитах (ЕРЗЭ^37-43; Ьа/УЬц=3,4-3,6).

1и Рг Ей ТЬ Но Тш и

Се N<1 вт СМ Ру Ег УЬ

J_J__I_I_1_

Ей ТЬ Но Тт Ьи Бт (И Оу Ег УЬ

Рис. 2. Содержание РЗЭ в базальтоцдах ранненалеозойских вулканических комплексов Тагильской зоны.

Вулканические ассоциации 8ьл-Р). Высокомагнезиальные базальтоиды (8\) характеризуются низкими содержаниями и низкой степенью фракционирования РЗЭ, которые возрастают от липовских андезитов (ХРЗЭк=9,5-14,2; Ьа/УЪм=1,2-2,0) к павдинским

12

андезибазальтам (ХРЗЭц= 16,4-21,7; ЪаЛГЬм=1,6-2,2). В павдинских высокоглиноземистых базальтоидах характер фракционирования РЗЭ тот же: в андезитах (£РЗЭы= 19,1-24,6; La/YbN=l,8-2,3) РЗЭ не накапливаются относительно андезибазальтов и базальтов (1РЗЭ>,=18,4-30,6; La/YbN=l,5-2,5), но слабо выражен Ей минимум.

Содержание и степень фракционирования РЗЭ возрастают в именновских базальтоидах (S1.2) относительно павдинских и липовских. Высокомагнезиальные (£РЗЭн=22-37; La/YbNcp.=2,9) и высокоглиноземистые (EP33n=30-41; La/Yt>Ncp.=3,3) разности различаются незначимо, а в ферробазальтоидах содержание РЗЭ возрастает (£РЗЭц=43-48; Ьа/УЬыср.=3,0). Гороблагодатские (S2) ферробазальты близки к именновским по распределению РЗЭ (ЕРЗЭи=26-48; La/YbNCp.=2,9), но отличаются более высокими содержаниями КИЛЭ группы К (Rb, Ва, Sr). Наиболее высокие концентрации КИЛЭ, РЗЭ и сильно фракционированные спектры наблюдаются в туринских (S2-D1) латитах (ХРЗЭк=80-1 14) и шошонитах (SP33n=62-77), La/YbN=5,0-ll,3.

4.4. Относительная временная последовательность петрохимических серий. Под

петрохимической серией понимается совокупность магматических пород, занимающих определенное положение на классификационных петрохимических диаграммах (Магматические..., 1987). Последовательность формирования петрохимических серий базапьтоидов в O3-S1: TNa—>ИЩк-ка—>ИЩма; в S1-2-D1: ВМИЩк-Na, ыа->-ИЩма-»Т№->Перехк-Na—>СЩк- Как было установлено (Наркисова и др., 2000), раннепалеозойские вулканиты кислого состава наследуют петрохимические особенности базальтоидов. Это позволяет, используя последовательность петрохимических серий базальтоидов, охарактеризовать геодинамическую обстановку раннепалеозойского вулканизма как островодужную. В целом, базал ьтоидный вулканизм (O3-D1) в южной части Тагильской зоны развивался от однородного толеитового к дифференцированному известково-щелочному и, затем, к субщелочному шошонитовому - в последовательности, характерной для современных островных дуг. Геохимические особенности базальтоидов указывают на снижение степени плавления мантийного субстрата во времени. В континентальных рифтах (KP), в отличие от островных дуг (ОД), во времени, в целом, происходит увеличение степени плавления мантийного субстрата и наблюдается обратная последовательность формирования: щелочные базальты сменяются толеитовыми, близкими базальтам СОХ.

Глав» 5. ПЕТРОЛОГИЯ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ РАННЕПАЛЕОЗОЙСКИХ БАЗАЛЬТОИДОВ ТАГИЛЬСКОЙ СТРУКТУРЫ

5.1. Особенности формирования магм в современных островных дугах и континентальных рифтах. Изотопно-геохимические особенности базальтов современных ОД и KP зависят от природы их мантийных и коровых источников. Магмы KP образуются из литосферной мантии, обогащенной веществом мантийного плюма (источника того же типа, что и вулканитов океанических островов), в плавление может вовлекаться и рециклинговая (переработанная) литосферная мантия, близкая к мантии MORB (Baker et al., 1996; Pik et al., 1999). Источником магм ОД рассматривается деплетированная, близкая к источнику MORB, мантия, в различной степени обогащенная флюидами и частичными выплавками из гидротермально измененной субдуцируемой океанической коры и осадков (Brenan et al., 1995 и др.). Контаминация расплавов коровым веществом в KP возможна на уровне нижней и верхней коры, в ОД вероятность участия верхней коры в контаминации расплавов рассматривается лишь для окраинно-континентальных обстановок (Stern, Kilian, 1996 и др.).

Для распознания участия и оценки вклада каждого из источников вещества в работе были использованы отношения некогерентных элементов с контрастным поведением в процессах частичного плавления с участием водного флюида (над зонами субдукции) и бедных водным флюидом мантийных перидотитов (рифты). Существующие различия между мантийной и коровой составляющими источников вещества для базальтов современных ОД и KP позволяют построить определение генезиса исследуемых базальтоидов на их сравнении. При петрогенетических реконструкциях дополнительно привлекались имеющиеся изотопно-геохимические данные.

Для сравнения в работе использованы данные по базальтам современных ОД и КР (GEOROC, http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc). Базальты КР представлены олигоценовыми субщелочными и нормально-щелочными толеитовыми базальтами эфиопского и йеменского рифтов «переходной» серии предрифтовой стадии, и собственно рифтовыми нормально-щелочными, близкими к океаническим, толеитами четвертичного возраста Красноморского рифта. Не рассматриваются базальты КР повышенной щелочности (этапа рассеянного ареального рифтинга с минимальным растяжением коры), поскольку подобные им не встречаются среди исследуемых вулканитов (O3-D1) Тагильской структуры. По условиям генерации наиболее сильно отличаются от базальтов КР базальты внутриокеанических ОД; считается, что они сформировались без участия или влияния континентальной литосферной мантии и коры континентального типа. Их представляют олигоцен-миоценовые толеиты Марианской дуги и центральной и восточной части окраинно-морской Алеутской дуги. Известково-щелочная и субщелочная (шошонитовая) серии представлены плиоцен -голоценовыми базапьтоидами Центральной Камчатки и кайнозойскими базальтами ЮЗ-СВ тыловых зон дуги Хонсю. Рассматриваются также субщелочные K-Na базальты тыловых зон Центральной Камчатки и дуги Хонсю, генерация которых связана с формированием обогащенных компонентом ОШ мантийных источников под Центрально-Камчатской депрессией (Churikova et al., 2001) и под бассейном Японского моря (Nakamura et al., 1989, 1990 и др.).

5.2. Изотопно-геохимические данные о роли мантийной и коровой составляющих источников плавления раннепалеозойских базальтоидов.

Единичные Sm-Nd изотопные данные для базальтоидов разных возрастных уровней южной части Тагильской структуры указывают на близкие по изотопно-геохимическим характеристикам деплетированные источники мантийных магм: именновский и павдинский комплексы - eNd=-6,8-8,1; кабанский комплекс - eNd=9,7 (Розен и др., 1999; Н.А. Румянцева, неопубликованные данные).

Первичный изотопный состав Sr в базальтоидах и в кислых породах укладывается в узкий интервал: базальтоиды верхнекабанского 0,703648-И),704479, павдинского 0,703865-И),704517, именновского 0,703743-Я),704666 и гороблагодатского 0,703873-Я),704781 комплексов; плагиодациты кабанского 0,704268-0,704308 и дациты 0,70421 гороблагодатского комплексов (Бубнов и др., 2001).

Некоторое возрастание радиогенного Sr относительно базальтов СОХ, по мнению О.М. Розена (Покровский и др., 1996; Розен и др., 1999), могло произойти при изотопном обмене между породой и океанической водой. Кроме того, увеличение mSr/ Sr отношения может объясняться добавлением океанических осадков в мантийный источник.

Приведенные данные показывают, что источником вещества для раннепалеозойских вулканитов (O3-S1.2) могла являться обедненная верхняя мантия и кора океанического типа; участие древней континентальной коры в их формировании не фиксируется.

5.3. Оценка мантийной и природа коровой составляющих источника плавления раннепалеозойских базальтоидов основывается на том, что, несмотря на то, что исходные магмы, как правило, изменяются в отношении глазных компонентов и когерентных элементов в результате более поздних процессов дифференциации и смешения расплавов, отношения элементов-примесей в них сохраняются (Tatsumi, 1991), а их содержания контролируются составом мантийного источника, степенью частичного плавления и коэффициентами распределения Коминерал/расплав (Хендерсон, 1985).

Оценить мантийную составляющую для исследуемых базальтоидов позволяют ВЗЭ и ТРЗЭ, так как основным источником этих элементов остаются перидотиты мантийного клина В базальтоидах Тагильской структуры наблюдается прямая зависимость между Nb/Ta и Zr/Hf; Nb/Ta и Th/Yb; Nb/Ta и La/Yb (рис. 3). Такая зависимость не характерна для рифтов, где, как и в океанических базальтах, корреляция отсутствует. В тоже время, подобной прямой корреляцией связаны отношения этих элементов в базальтах островных дуг.

В базальтах СОХ и ОО, по средним оценкам, отношения Nb/Ta~17,7 и Zr/Hf=36-37 близки к хондритовым (рис. За). Отношение Zr/Hf в базальтах ОД и КР одинаково возрастает в породах

с повышенной щелочностью (при снижении степени плавления и обогащении источника). Отношение Nb/Ta в базальтах Эфиопского и Красноморского рифтов (в среднем-16-19) изменяется в пределах вариаций, установленных (Kamber, Collerson, 2000) для океанических базальтов (—15-19): Nb и Та не фракционируют при плавлении источника с крайне низким содержанием воды (КР, СОХ, 00) даже при различной степени плавления. В раннепалеозойских базальтоидах, как и в базальтах ОД (Марианской, Хонсю и Центральной Камчатки), Nb/Ta отношение возрастает от толеитовых и известково-щелочных разностей к субщелочным.

■ яолтово

1 2 3 4 5 6 7 8

Значками показаны баюзыгюиды Тагильской зоны О,-S, 1-нижискабанскн(., 2-верхнекабанские, 3-красноуральские, S, 3-D, 4-паадинские, 5-липоаские, 6-ииенновские, 7>гороблалэдатские, Втуринские Поляын пики шны базальтонды островных дуг 1-толеиты Марианской дуги, 2-известшяо-шелочные базальтоиды и шопюнкты Центральной Камчатки, 3-шошонигы дуги Хонсю, рифтов 4-Эфиопского, 5-Краснотоморк Состав хондрита CI, N-MORB и OIB по (Sun, McDonough, 1989)

Стрелками показано изменение составов базалиоидои' 1 - Тагалкной зоны от тояеятоаых и изаестяояо-идеаочиых к субщеяочным разноспм: П -Центральной Камчатки от известково-щелочных к субшелочным разностям, III - Эфиопского и Красноморского рифтов от субщелочныя к толеитовым разностям

Рие.З. Отношения Nb/Ta, Zr/Hf, Th/Yb, La/Yb в раннепалеозойских базальтоидах

Объяснить значительные вариации Nb/Ta в островодужных вулканитах позволяют особенности осгроводужного мантийного источника, взаимодействующего с субдукционным компонентом, в составе которого в различных пропорциях могут присутствовать водный флюид и расплав (Munker, 1998; Kent, Elliott, 2002). Различия во фракционировании Nb и Та в расплав и во флюид установлены для рутила, основного концентратора этих элементов: Dni/Dib рутил/расплав<1; EWDra рутил/флюид>1 (Munker, 1998). Предшествующее плавлению взаимодействие мантийного субстрата с субдукционным компонентом, равновесным с рутил-содержащей эклогитовой ассоциацией, приведет к изменению отношений этих элементов в источнике. Низкие Nb/Ta отношения указывают на преобладание в субдукционном компоненте водного флюида, высокие Nb/Ta отношения - на преобладание расплава.

Очевидно, что высокие относительно хондритового отношения №>/Га (18,7-24,5) в базальтоидах Зи-йь именновского, гороблагодатского и туринского комплексов следует связывать с метасоматизирующим воздействием расплава на источник плавления. В базальтоидах Оз-в^ кабанского и красноуральского, павдинского и липовского комплексов отношения М>/Та (16,1-18,0) остаются в пределах вариаций для базальтов СОХ. Однако наблюдаемые в них низкие содержания ВЗЭ и ТЪ/УЪ и Ьа/УЬ отношения относительно базальтов вьг-О] (рис.Зб, Зв) указывают на возрастание степени плавления в присутствии водного флюида в источнике.

Таким образом, характер отношений между ЫЪ/Та и 2г/Щ ТЪ/УЬ, Ьа/УЬ в раннепалеозойских базальтоидах свидетельствует о их формировании из мантийного источника островодужного типа. Первичные расплавы базальтоидов (Оз-вО формировались при высокой степени плавления мантийного субстрата в присутствии водного флюида. Метаморфизующая роль водного флюида снижалась, а частичного расплава возрастала в формировании мантийного субстрата базальтоидов (Би-ОО; их первичные расплавы возникли приболев низкой степени плавления.

Состав мантийного источника раннепалеозойских базальтоидов, если использовать для его оценки Та/УЬ отношение (рис. 4), изменялся от деплетированного для толеитовых и высокомагнезиальных известково-щелочных базальтоидов (Оз-в)) до обогащенного для шошонитов (За-Е)]). В такой же последовательности снижалась степень плавления, что согласуется и с взаимным изменением ЫЬ/Та и ТЪ/УЪ, Ьа/УЪ отношений. На диаграмме ТЬ/УЬ-Та/УЪ (Реагсе, 1983) раннепалеозойские базальтоиды располагаются в поле базальтов ОД: наряду с дефицитом Та/УЬ они на порядок обогащены ТЬ/Та (ШТа~7-30), как и базальты ОД (ШТа~5-30) относительно базальтов СОХ и КР (ТЬ/Та~1).

Условные обозначения базальтоидов Тагильской зоны см. рис. 3. 1-4-поля базальтов островных луг: 1-толеиты Марианской дуги; 2-толеиты Центральной Алеутской дуги, За-шошоншы дуги Хонсю, 4а-известково-щелочные базальты и шошонты Центральной Камчатки, Зб-субщелочные (K-Na) базальтоиды тыловой зоны дуги Хонсю; 4б-субщслочные (K-Na) базальтоиды Центральной Камчатки. 5 - поле базальтов Эфиопского и Красноморского рифтов.

Составы CI, РМ, MORB и OIB по (Sun, McDonough, 1989,1995); DMno (Salters, Stracke, 2004); PAAS и NASC по (Taylor, McLennan, 1985), SS по (Plank, Langmuir, 1998). Стрелки как на рис.3. Жирными стрелками показан предполагаемый состав мантийного субстрата базальтоидов Тагильской структуры.

Рис. 4. Диаграмма Th/Yb-Ta/Yb для базальтоидов Тагильской зоны по (Реагсе, 1983).

Обогащение островодужной мантии Th связано с дополнительным его поступлением за счет субдуцируемых осадков (Реагсе, 1983; Тейлор, Мак-Леннан, 1988; Фор, 1989). Поэтому, обогащение Th/Ta раннепалеозойских базальтоидов свидетельствует о субдукционной природе корового вещества, принимавшего участие в их генезисе. Участие компонента типа OIB в их образовании не фиксируется. Это показано на примере субщелочных K-Na базальтов дуги Хонсю и Центральной Камчатки, которые, в отличие от шошонитов этих дуг характеризуются низкими Th/Ta~l и высокими Та/УЬ отношениями, характерными для внутриплитных базальтов

0,01' 0,01

Та/УЬ

(рис. 4). Формирование субщелочных К-№ базальтов связывают с внутридуговым или задуговым рифтингом, из внутриплитного мантийного источника, обогащенного компонентом ОШ (Ыакатига е1 а1., 1989,1990; Ошлкоуа е1 а1., 2001).

Раннепалеозойские базальтоиды, как и базальты островных дуг, обогащены легкоподвижными элементами и характеризуются высокими отношениями Ва/МЬ=9-86, 8г/МЬ=75-265, РЬ/У=0,1-0,3 относительно базальтов СОХ (2,7; 38; 0,01, соответственно) и континентальных рифтов (5-27; 10-55; 0,07-0,4, соответственно).

Вещество, за счет которого подвижные элементы могли поступать в мантийный источник, - это флюиды, отделяющиеся при дегидратации осадков (обогащены В, РЬ, Се, ЯЬ, Ва) и измененных базальтов (обогащены Ве, в г, Ва, РЬ), и расплавы, возникающие при плавлении осадков (обогащены ТЬ, и, Хг и ЛРЗЭ) и при небольших степенях плавления базальтов (обогащены №>) (Вгепап е1 а1., 1995 и др.).

Для оценки количества флюидного компонента, который мог поступить в мантийный источник, проведены расчеты содержания ТЬ и № в расплавах из метасоматизированных флюидами перидотитов при различной степени плавления по модели (Вгепап еЬ а!., 1995) (рис. 5). Исследуемые базальтоиды, как и базальты ОД, характеризуются низкими МЪ/ТЪ (-1-5) отношениями, которые отличают их от базальтов СОХ (№>/ТЬ~15-20) и КР (ЫЪ/ТЬ~10-15). В принятой для расчета модели использовано установленное различие коэффициентов распределения № и ТЬ во флюид для рутила: £>мД>ть рутил/флюид>100. Взаимодействие флюида, равновесного с эклогитовой минеральной ассоциацией, содержащей рутил, с перидотитами мантийного клина приведет к снижению №)/ТЪ отношения в источнике. Флюиды, равновесные с минеральной ассоциацией в отсутствии рутила, в зависимости от степени плавления формируют мантийный источник, близкий к МОЮЗ или 01В.

Состав флюида (> вес%) равновесен с эклогитамн, содержащими 1% рутила. Концентрации Nb и Th в маиггийном источнике рассчитаны добавлением флюида (0,1, I, 2, 5, 10 и 20%) к DM -источнику MORB, его состав по (Sallen, Stracke, 2004) Составы расплавов рассчитаны для степени плавления 5, 10 и 20% с использованием коэффициентов распределения порода/расплав~0,002 для Nb и Th. Полем темно-серого цвета показан состав мантийного источника, метасоматизированого флюидом, равновесным с минеральной ассоциацией в отсутствии рутила

Условные обозначения баэальтоидов ТагильскоВэонысм рис 3 1 -4 • поля базальтов островных луг как на рис 4 3-7 - поля базальтов рифтов 5-Эфиопского, б'Йеменского, 7-Красноморского Стрелкикакнарис 3 Составы MORB и OIB по (Sun, McDonough, 1989,1995)

Nb, г/т

Рис. 5. Диаграмма Nb/Th - Nb для ранне палеозойских баэальтоидов Тагильской зоны

Расчеты показывают, что при плавлении перидотитов, метасоматизированных флюидами (в количестве 10-20%), равновесными с рутил-содержащей эклогитовой минеральной ассоциацией, расплавы обогащаются Th при Nb=const. Считается (Taylor, McLennan, 1985), что количество флюида может быть более низким (-2-5%), если его состав формируется не только за счет базальтов, но и за счет осадков океанической плиты. Расчетная степень плавления для баэальтоидов (O3-S0 с низким содержанием Nb (<N-MORB) (кабанского и красноуральского,

павдинского и липовского комплексов) составляет~20%; для базальтоидов (S1.2-D1) с более высоким содержанием Nb (>N-MORB) (именновского и гороблагодатского, и туринского комплексов) степень плавления снижается до 10% и 5%, соответственно. Снижение степени плавления согласуется с возрастанием Th/Yb, La/Yb отношений в том же порядке, что соответствует их изменению с удалением от фронта в современных ОД. Таким образом, источником базальтоидов (O3-D1) Тагильской структуры являлась деплетированная верхняя мантия, сходная с современной островодужной мантией, и кора океанического типа. Геохимические особенности базальтоидов объясняются формированием их расплавов из этого мантийного источника в присутствии водных флюидов.

5.4. Папеогеодинамическая обстановка формирования раннепалеозойских базальтоидов Тагильской структуры может быть идентифицирована как островодужная, при условии, что петрохимическую зональность этой структуры можно сопоставить с зональностью современных островных дуг. Современная структура Тагильской зоны имеет сложное, ленточно-блоковое строение и высокую мощность коры (на Среднем Урале 44-45 км); большинство исследователей относит ее к коллизионному типу и признает участие надвиговой тектоники в ее формировании (Штрейс, 1951; Псйве и др., 1977; Соколов, 1992 и др.). Тем не менее, о последовательном залегании вулканогенных образований внутри крупных тектонических блоков свидетельствуют фаунистические датировки осадков (Иванов, 1998, 2004), изотопные датировки магматических пород (Бубнов и др, 2001; Попов и др., 2003), пространственная упорядоченность вулканических образований, характерная для современных островодужных обстановок (Язева, Бочкарев, 1995). Следовательно, можно полагать, что наблюдаемые во времени изменения состава и геохимических особенностей базальтоидов соответствуют поперечной зональности раннепалеозойской структуры. Однако поперечная зональность в Тагильской структуре имеет бивергентный характер. На широте Уральской СГ-4 в западной и в восточной части структуры залегают одновозрастные вулканические образования: нижнекабанские (Оз) вулканиты на западе и на востоке, павдинские (Si) на западе и липовские (Si) на востоке (рис.1). Одновозрастные вулканические образования являются фациалъными и формационными аналогами, одновозрастные базальтоиды запада и востока близки по составу и геохимическим особенностям. Поскольку севернее СГ-4 (~75-100 км), на широте п. Павда, павдинские вулканиты залегают единой полосой, не следует исключать, что одновозрастные вулканиты формировались в пределах единого вулканического фронта, разделены же были впоследствии тектонически. Современным примером является Курильская дуга, в которой четвертичные андезиты встречаются в двух параллельных грядах вулканов, в пределах единого вулканического фронта выделены фронтальная и тыловая зоны излияния магм одного формационного типа (Авдейко, 1994; Авдейко, Палуева, 2003).

Сопоставление базальтоидов одновозрастных комплексов западной и восточной зон Тагильской структуры.

Степень дифференциации расплавов выше на западе, поскольку здесь базальтоиды и ранние генерации клинопироксенов имеют меньшую магнезиальность, чем на востоке (рис. б). Поскольку формирование более дифференцированных расплавов во фронтальной зоне вулканического фронта Курильской дуги связывают с более высокой мощностью островодужной коры (Bindeman, Bailey, 1999), полагаем, что на западе Тагильской структуры (в современных координатах) базальтоиды формировались во фронтальной зоне вулканического фронта.

Глубина формирования расплавов и степень частичного плавления. Базальты (Оз) запада и востока характеризуются одинаково низкими содержаниями тугоплавких и редкоземельных элементов, не различаются по Ni/Co, Ta/Yb и La/Yb отношениям (рис. 7). Это указывает на то, что их первичные расплавы возникли при высокой степени плавления из близкого по составу источника. В базальтоидах (Si) на востоке ниже содержания ТРЗЭ, в среднем, возрастает Ni/Co отношение и снижается La/Yb. Очевидно, что первичные расплавы базальтоидов (Si) на востоке находились в равновесии с глубинным, содержащим гранат, мантийным субстратом. Таким образом, тыловая зона вулканического фронта отчетливо реконструируется для базальтоидов (Si) на востоке по возрастанию глубины плавления. В базальтоидах (Si) на западе наблюдается

снижение среднего Та/УЬ отношения, что можно связать с увеличением степени плавления в присутствии водного флюида во фронтальной зоне.

Рис. б. Магнезиальность клииопироксенов и базальтоидов из одновозрастных комплексов запада и востока Тагильской структуры

нижнекабанский подкомплекс (Оэ) павдинский комплекс (S,) липовский комплекс (S,)

■ запад Л восток д tanad т восток

Рис. 7. Содержание элементов-примесей в базальтоидах позднего ордовика (нижиекабанскях) и раннего силура (павдинских и липовских) на западе и востоке Тагильской структуры

О степени воздействия флюида можно судить по обогащению вулканитов КИЛЭ. На западе структуры одновозрастные базальтоиды характеризуются, в среднем, более высокими отношениями КИЛЭ/ВЗЭ. Поскольку легкоподвижными элементами, поступающими в мантийный источник с водными флюидами, обогащаются магматические расплавы фронтальных зон ОД (Bebout et al., 1999), фронтальная зона вулканического фронта реконструируется на западе структуры.

Таким образом, петрохимическая зональность в Тагильской структуре имеет сложную картину, однако в соответсвии с зональностью, наблюдаемой в современных островных дугах, позволяет идентифицировать западную часть структуры (в современных координатах) как фронтальную, а восточную часть как тыловую зоны вулканического фронта палеодуги.

Поперечная латеральная зональность в Тагильской структуре с запада на восток проявляется в том, что толеитовые базальтоиды сменяются известково-щелочными и калиевыми субщелочными Подобная зональность в островных дугах связывается с закономерными изменениями условий генерации и эволюции магм с удалением от фронта (Kuno, 1966; Whitford, 1975; Tatsurai, 1991).

В базальтоидах ранних (Оз-ЭО и поздних (Э1-2-01) вулканических ассоциаций наблюдаются отчетливые вариации содержаний основных компонентов и элементов-примесей. С запада на восток в базальтоидах возрастает общая щелочность, железистость, содержание Р205, КИЛЭ, ЛРЗЭ и степень их фракционирования (Ъа/УЪ), Ъс и др. ВЗЭ (рис. 8). Аналогичные изменения в базальтах ОД объясняются возрастанием глубины очага и снижением степени плавления, изменением состава источника от деплетированного к обогащенному.

-В».

0,-»S, Sr-» SrSrf s,-o,

в.

-s, Sr->- SrSrfS^ S,-D,

0,-*S, Sr-* SrSr* Sr+ S,-D

Рис. 8. Поперечная петрохимическая зональность в раннепалеозойских базальтоидах Тагильской структуры. Базальтоиды ранних вулканических ассоциаций (O3-S1): Оз -нижнекабанские, Оз - верхнекабанские, Si - красноуральские. Базальтоиды поздних вулканических ассоциаций (S1.2-D1): Si - павдинские и липовские, S1-2 - именновские, S2 -гороблагодатские, S2-D1 - туринские.

Состав мантийного источника, как можно предположить по содержанию и степени фракционирования РЗЭ в клинопироксенах (рис. 9) и в базальтоидах, изменялся от деплетированного шпинелевого лерцолита или шпинелевого гарцбургита (толеиты Оз) к амфибол-шпинелевому лерцолиту (известково-щелочные базальтоиды O3-S1.2), и к метасоматизированному перидотиту, содержащему слюду и амфибол (шошониты S2-D1). Источником известково-щелочных высокомагнезиальных базальтоидов (Si) на востоке мог являться гранатовый лерцолит.

Метасоматическое обогащение мантийного субстрата базальтоидов Тагильской структуры с запада на восток прослеживается так же по возрастанию в них ЛРЗЭ и Th относительно КИЛЭ и РЬ. Подобная зональность наблюдается в островных дугах с удалением от фронта, она возникает при снижении в составе субдукционного компонента, метасоматизирующего мантийный субстрат, доли флюида и увеличении доли расплава (Kent, Elliott, 2002 и др.). С запада на восток в раннепалеозойских базальтоидах снижаются Pb/Се и Ba/Th отношения, за исключением субщелочных разностей в тыловой зоне, где нивелирование отношений связано с плавлением более глубинного субстрата (рис. 10).

Таким образом, в пространственном расположении базальтоидов с запада на восток Тагильской зоны наблюдается поперечная петрохимическая зональность, свойственная островным дугам. Состав базальтоидов изменялся с преобразованием состава источника от деплетированного к обогащенному и обеднению его водным флюидом, при снижении степени плавления и возрастании глубины очага плавления.

; 1 Т~Т 111111111111; ----нижнекабанские (О) АшрЬ \ ^ ^——верхнекабанские (0^ -у' Кл инопироксены из аеридотито* (ксена/ишюв) шнутршинмшшшитьних и остроеодужных обстановок 1 - Саг лерцолмт (Витим, Байкал) 2-5р лерцмит (мнфимтм!) 3 • 5р д «тегированный лерцалкт (Эфкоааснй рнфт) 4-5р гарцвургнт (ввекратон иы в} 5 - вр гярцбурпгг (Японская дуга) 6 - АтрЬ-вр перидотит (Японская дуга) 7 • АтрЬ-вр перидотит (виекраггонкый) 8 - Мка-АтрЬ-вр перидотит (Японская дуга)

• линовекие № г / о туринские ...............

ил Ей ТЪ Но То. и, Ь, Рг Е» 1Ъ Но Тя 1л и Рг Е» ТЬ Но Тт и

й »1 Ь М 1у Ег П Се Ш ¡5п (М р? Ег ТО й « !■ И » 6 Я

Рис. 9. Спектры РЗЭ в клинопироксенах из раннепалеозойских базальтоидов

фрош I-Iил фротгг I-* Тип ФрОИТ!-Тыл Фронт'

Рис. 10. Изменение содержаний РЬ, Ва, Се и ТЪ в раннепалеозойских базальтоидах Тагильской структуры с запада на восток.

Палеогеодинамическая обстановка раннепалеозойского вулканизма отвечала островодужным субокеаническим условиям. Время островодужного вулканизма в южной части Тагильской зоны на Среднем Урале по палеонтологическим и изотопным данным ограничивается поздним ордовиком (450 млн. лет) - ранним девоном (400 - 410 млн. лет) и составляет около 40-50 млн. лет. Выделенные формационные ряды раннепалеозойских вулканических ассоциаций могут представлять образования двух (ранней к поздней) или большего количества дуг, либо две или более последовательные стадии формирования древней дуги, поэтому современную Тагильскую структуру, вероятно, следует рассматривать как аккретированную островную дугу.

Вместе с тем, существует проблема, требующая дополнительных объяснений - это присутствие ксеногенных разновозрастных цирконов в раннепалеозойских базальтах. По данным О.М. Розена с соавторами (1995, 1999) в образце афирового ферроандезибазальта именновского комплекса (СГ-4, подошва лавового горизонта, гл. 259 м) обнаружены ксеногенные цирконы. Их возраст (РЬ-РЬ метод, определения Е.В. Бибиковой) составил 990±30 и 1100±30 млн. лет (прозрачные субпризматические кристаллы со сглаженными контурами) и 1450±40, 1550±50 и 1660±10 млн. лет (бурые непрозрачные изометричные зерна). Контаминация расплавов материалом древней континентальной коры на нижнекоровом уровне не согласуется с данными изотопного состава Яг и N<1. Однако возможность такой контаминации не исключается, если предположить, что вещество древней коры, за исключением цирконов, было уже полностью переработано в предшествующих раннепалеозойскому вулканизму событиях. Вместе с тем, в том же образце присутствуют кристаллы сульфидов с значительно фракционированным и облегченным изотопным составом серы (в пирите 5348=-20,3 и в халькопирите б3^--! 2,4), что свойственно осадочным сульфидам. Это не исключает того, что разновозрастные окатанные цирконы могут представлять тяжелую фракцию осадка, захваченного базальтовой магмой при излиянии на поверхность. Находки единичных цирконов мезо-неопротерозойского возраста могут указывать на присутствие в раннепалеозойской коре фрагментов переработанной докембрийской коры либо на позднедокембрийский возраст океанической коры в основании палеодуги; тем не менее, проблема объяснения присутствия ксеногенных разновозрастных цирконов существует для всего Урала и требует дополнительных исследований.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изучение базальтоидов позднего ордовика - раннего девона южной части Тагильской зоны позволяет сделать следующие выводы:

1. Базальтоидный вулканизм развивался в целом от однородного толеитового к дифференцированному известково-щелочному и, затем, к шошонитовому - в последовательности, характерной для современных островных дуг. Базальтоиды входят в состав вулканических ассоциаций двух формационных рядов: позднего ордовика - раннего силура и силура - раннего девона, В (Оз-8|) вулканизм развивался от толеитового (базальтового) к известково-щелочному (базальт - плагиодацит - плагиориолитовая, андезибазальт - андезит - плагиодацитовая ассоциации). В (>$1.2-01) вулканизм развивался от известково-щелочного (высокомагнезиальная базальт - андезибазальт - андезит -плагиориодацитовая ассоциация, базальт - андезибазальтовая ассоциация) к шошонитовому (шошонит - латитовая ассоциация) с небольшой долей пород толеитового (базальт-андезибазальтовая ассоциация) и переходного к субщелочному (К-№) типа (базальтовая).

2. Базальтоиды обладают геохимическими чертами базальтов островодужных обстановок, они деплетированы ВЗЭ (№>, Та, 2т, Щ Т1, У) и обогащены КИЛЭ (К, Ва, РЬ) относительно К-МОЫВ, характеризуются низкими относительно хондрита содержаниями ТРЗЭ и высокими ЛРЗЭ. Обогащение КИЛЭ/ВЗЭ и ЛРЗЭ/ТРЗЭ возрастает от толеитовых разностей к известково-щелочным и к субщелочным.

3. Геохимические особенности базальтоидов объясняются формированием их расплавов из мантийного источника в присутствии водных флюидов, о чем свидетельствует характер отношений между элементами-примесями. Наблюдаемая в них прямая зависимость между

Nb/Ta и Zr/Hf, Th/Yb, La/Yb не характерна для базальтов СОХ и континентальных рифтов, но типична для базальтов островных дуг. Низкие значения указанных отношений объясняются предшествующим плавлению взаимодействием мантийного субстрата с водным флюидом, равновесным с эклогитовой рутил-содержащей ассоциацией, высокие значения указывают на снижение в составе метаморфизующего компонента водного флюида и возрастание доли расплава.

4. Флюиды, поступавшие в мантийный источник, имели субдукционную природу. Базапьтоиды Тагильской структуры, как и базальты островных дуг, почти на порядок обогащены КИЛЭ/ВЗЭ и ЛРЗЭ/ТРЗЭ (Sr/Nb, Ba/Nb, Pb/Y, La/Yb и др.) относительно базальтов СОХ и континентальных рифтов, характеризуются высоким «островодужным» Th/Ta отношением.

5. Петрохимическая зональность базальтоидов Тагильской структуры сопоставима с зональностью современных островных дуг. На западе структуры одновозрастные базапьтоиды формировались из более дифференцированных расплавов и больше обогащены легкоподвижными элементами, поступавшими в мантийный источник с водными флюидами. На востоке структуры возрастала глубина плавления базальтоидов (Si). В соответствии с зональностью на вулканическом фронте современных островных дуг (например, Курильской), западную часть структуры (в современных координатах) можно идентифицировать как фронтальную, а восточную как тыловую зоны вулканического фронта древней дуги.

6. Поперечная латеральная зональность в Тагильской структуре с запада на восток проявляется в смене вулканитов толеитовой серии известково-щелочными и субщелочными калиевыми; в увеличении общей щелочности, содержания КИЛЭ, РЗЭ, ВЗЭ в базальтоидах ранних (O3-S1) и поздних (S1.2-D1) вулканических ассоциаций; в изменении состава субстрата от деплетированного к обогащенному за счет метасоматического обогащения субдукционным компонентом, в составе которого снижалась доля водного флюида и возрастала доля расплава. Аналогичные изменения в базальтах островных дуг объясняются возрастанием глубины очага и снижением степени плавления с удалением от фронта.

7. Геохимические особенности и изотопный состав Sr и Nd раннепалеозойских базальтоидов Тагильской структуры свидетельствуют об участии в их генезисе деплетированной, метасоматизированной мантии и коры океанического типа, участие древней континентальной коры в их формировании не фиксируется. Все это указывает на то, что раннепалеозойские базапьтоиды сформировались в островодужной обстановке.

Список опубликованных работ по теме диссертации:

1. Наркисова В В. Петрохимия вулканитов разреза Уральской сверхглубокой скважины и условия их образования /В.В. Наркисова, A.A. Носова, JI.H. Шахторина //Магматизм и геодинамика: Матер. 1-го Всероссийского петрографического совещания; 1995 г.- Уфа- ИГУНЦ РАН, 1995.- Кн.2.- С.104-105.

2. Narkisova V.V. Volcanic series of island-arc Iraennovian Complex Sm of the Taguil Trough (by the results from Deep Drilling) /V.V. Narkisova, A.A. Nosova //Abstracts of the 30th International Geological Congress.- Beijing, China, 1996.-V.2.- P.360.

3. Носова A.A. Связь состава клинопироксенов с физико-химическими и геодинамическими условиями формирования вулканитов Урала /A.A. Носова, Л.В. Сазонова, В.В. Наркисова, С.Н. Бубнов, А.Г. Гурбанов //Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала' Тез. докл VI Уральского петрограф, совещания; 1997 г.- Екатеринбург, 1997.-Ч.2,- С 3638.

4. Наркисова В.В. Петрохимические особенности туффитов именновской свиты Среднего Урала как признак становления развитой островной палеодуги /Проблемы магматической и метаморфической петрологии: Тез. докл на научн. чтен. пам. проф И.Ф.Трусовой.- Москва: МОИП, 1997.-С.34-35.

5. Сазонова Л.В. Клинопироксены из вулканогенных пород Тагильского прогиба (по материалам Уральской сверхглубокой скважины) /Л.В. Сазонова, A.A. Носова, В.В Наркисова, А.Г. Гурбанов, С.Н. Бубнов //Петрология.- 1997,- Т.5, №5.- С.523-540.

б Носова A.A. Петрология известково-щелочных вулканитов павдинского комплекса Тагильского прогиба по данным изучения зональных клинопироксенов (по материалам Уральской сверхглубокой скважины) /A.A. Носова, JI.B. Сазонова, В.В. Наркисова, С.Н. Бубнов, А.Г. Гурбанов //Петрология - 2000.- Т.8, № 2.- С.182-198.

7. Наркисова В.В. Петрохимические и минералогические особенности вулканитов южной части Тагильской палеодуги (Средний Урал) /В В. Наркисова, A.A. Носова, JI.B. Сазонова, О М. Розен, К Г. Башта, А.Г. Гурбанов //Палеозоны субдукции: Сб. докл. V Международной научной конференции "Чтения А.Н. Заварицкого",- Екатеринбург: УрО РАН, 2000.- С.32-50.

8. Narkisova V.V. Volcanic associations of the Taguil paleozone of subduction /V.V. Narkisova, A A Nosova //31s International Geological Congress, Rio de Janeiro, Brazil; August 6-17, 2000: Abstr. Vol. on CD.- Rio de Janeiro, 2000.

9. Наркисова В.В. Магматизм южной части Тагильской палеодуги Среднего Урала (по материалам Уральской сверхглубокой скважины) /В В. Наркисова, A.A. Носова, JI.B. Сазонова, О.М. Розен //Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы: Тез. докл. Второго Всероссийского петрографического совещания, 2000 г.- Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2000,- TIV.- С.105-107.

Ю.Носова A.A. Элементы-примеси в клинопироксенах из палеозойских вулканитов Тагильской островной дуги Среднего Урала /А.А Носова, JI.B. Сазонова, В.В. Наркисова //Геохимия,- 2002.- №3,- С.254-268.

11. Наркисова В.В. Островодужные вулканические ассоциации Тагильской структуры (Средний Урал): модель формирования нижнепалеозойского надсубдукционного комплекса /В.В. Наркисова, A.A. Носова, JI.B. Сазонова //XXXVII Тектоническое совещание: Тез. докл., 2004 г.- Новосибирск: СО РАН, 2004.

12. Наркисова В.В. Петрохимия нижнепалеозойских базальтоидов южной части Тагильской структуры Среднего Урала (по данным Уральской сверхглубокой скважины) //Петрография XXI века: Тез. докл. межд. Петрографического совещания, 2005; Апатиты: КНЦ РАН, 2005.-Т.1 .-С.153-154.

Подписано в печать 30.11.2005 Формат 60x88 1/16. Объем 1.5 пл. Тираж 100 экз. Заказ № 164 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119992 г.Москва, Ленинские горы, д.1 Главное здание МГУ, к. 102

РНБ Русский фонд

2006-4 27236

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Наркисова, Вера Валентиновна

глава Стр.

Введение

1 Геологическое строение южной части Тагильской зоны и точки зрения на ее формирование

2 Раннепалеозойские вулканические ассоциации южной части Тагильской структуры

2.1 Вулканические ассоциации позднего ордовика - раннего силура

2.2 Вулканические ассоциации силура - раннего девона

2.3 Последовательность формирования вулканических ассоциаций

3 Методы исследований и разбраковка аналитических данных

4 Петрографическая, петрохимическая и геохимическая характеристика раннепалеозойских базальтоидов южной части Тагильской структуры

4.1 Петрографическая характеристика базальтоидов

4.2 Петрохимическая характеристика базальтоидов

4.3 Геохимические особенности базальтоидов

4.4 Петрохимические типы и серии базальтоидов

4.5 Относительная временная последовательность вулканических (петро-химических) серий базальтоидов

5 Петрология и тектоническая обстановка формирования раннепалеозойских базальтоидов Тагильской структуры

5.1 Особенности формирования магм в современных островных дугах и континентальных рифтах

5.2 Изотопно-геохимические данные о роли мантийной и коровой составляющих источников плавления раннепалеозойских базальтоидов

5.3 Оценка мантийной составляющей источников плавления раннепалеозойских базальтоидов

5.4 Природа коровой составляющей источников плавления раннепалеозойских базальтоидов

5.5 Палеогеодинамическая обстановка формирования раннепалеозойских базальтоидов Тагильской структуры 94 Заключение 123 Список использованных источников 128 Приложения

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрохимия позднеордовикских - раннедевонских базальтоидов южной части Тагильской зоны Среднего Урала"

Актуальность исследований. Геологические исследования на Урале имеют многовековую историю, с начала прошлого века вулканизм Тагильской зоны исследуется систематически. Петрологии вулканических пород Среднего Урала посвящены многочисленные работы, определены основные особенности развития вулканизма в раннем палеозое. И, тем не менее, предлагаются различные интерпретации тектонической обстановки их формирования. Обосновываются две модели формирования Тагильской зоны: континен-тально-рифтогенная (Каретин, 1997-2004) и надсубдукционная - островодужная (Агеева, 1992; Язева и Бочкарев, 1989, 1995, 2000; Розен и др., 1997, 1999; Румянцева, 1989, 1995; Петров и др., 2000; Коротеев и др., 2001 и др.). Генезис вулканических пород Тагильской структуры, принципиально важный для объяснения развития вулканизма этой зоны и всего Урала, таким образом, остается актуальной проблемой. В процессе исследований пород Уральской СГ-4, вскрывшей в Тагильской зоне раннепалеозойские вулканогенные образования до глубины 6000 м, накоплен значительный объем материалов по петрологии и геохимии вулканитов, что дает возможность рассмотреть их генезис в сопоставлении с базальтоидами современных обстановок. В раннепалеозойских вулканических комплексах Тагильской структуры базальты и андезиты обычно преобладают над кислыми породами, как и в составе вулканических ассоциаций современных островных дуг и континентальных рифтов. Поэтому по петрологии и геохимии базальтоидов предполагается восстановить их генезис и тектоническую обстановку раннепалеозойского вулканизма.

Целью исследований является определение генезиса базальтоидов позднего ордовика - раннего девона южной части Тагильской зоны и реконструкция геодинамической обстановки их формировании. Для достижения этой цели были поставлены следующие задачи: 1. Обобщить петрологические данные по раннепалеозойским базальтоидам южной части Тагильской зоны и выделить ассоциации вулканических пород (O3-D1). 2. Определить принадлежность базальтоидов к петрохимическим сериям и установить последовательность их образования. 3. Установить" геохимические особенности базальтоидов и характер их изменения в пространстве и во времени. 4. Оценить состав источника раннепалеозойских базальтоидов.

Научная новизна работы. Впервые получены новые данные по геохимии поздне-ордовикских - раннедевонских базальтоидов южной части Тагильской зоны и обобщены петрохимические данные по району СГ-4. Это позволило обосновать палеоостроводуж-ный генезис этих пород. Этот вывод получил дополнительное подтверждение при сопоставлении базальтоидов Тагильской зоны с базальтами современных различных геодинамических обстановок, что позволило представить общую последовательность развития вулканизма в раннем палеозое на Среднем Урале.

Основные защищаемые положения:

1. Установлено, что базальтоидный вулканизм в южной части Тагильской зоны эволюционировал от однородного толеитового к дифференцированному известково-щелочному и, затем, к шошонитовому - в последовательности, характерной для современных островных дуг.

2. Показано, что геохимические особенности базальтоидов определялись составом деплетированного мантийного субстрата, преобразованного под воздействием флюидно-расплавной компоненты субдукционной природы.

3. Выявлена поперечная петрогеохимическая зональность базальтоидов с запада на восток Тагильской зоны. Она объясняется обеднением источника водным флюидом, снижением степени плавления и увеличением глубины очага генерации магм.

4. Полученный комплекс данных доказывает, что раннепалеозойский базальтоидный вулканизм южной части Тагильской зоны происходил в островодужной обстановке.

Фактическая основа работы. Было исследовано более 500 образцов базальтоидов из вулканических комплексов (O3-D1) южной части Тагильской зоны, собранных в полевых исследованиях 1995-2004 г.г. Проведено опробование Уральской СГ-4, структурных скважин и коренных выходов на поверхности поперек структуры, на широте СГ-4. Проведено петрографическое изучение базальтоидов в шлифах (более 1000), в том числе и из коллекции ФГУП НПЦ "Недра". Детально изучена коллекция базальтоидов (100 образцов), для которых были определены содержания главных компонентов и элементов-примесей. Был детально изучен составов клинопироксенов из нижнепалеозойских базальтоидов на электронном (более 500 анализов) и ионном (около 20 анализов) зондах. В работе использовано около 200 химических анализов базальтоидов, данных Е.М. Ананьевой (1983), Н.С. Чурилина (1985), А.Ф. Кирьякова (1987), Н.А. Румянцевой (1988), В.Б. Пояркова (1988), О.М. Розена (1995), Ю.С. Каретина (2000), К.Г. Башты и Ан.И. Марченко (1992-2003). Использованы данные по базальтоидам современных островных дуг (180 анализов) и континентальных рифтов (160 анализов) из электронной базы GEOROC (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc).

Практическое значение. Результаты работы имеют большое практическое значение для изучения палеозойского этапа развития Урала. Методический подход, использованный при изучении палеозойских вулканитов, может быть применен в исследованиях палеотипных вулканических пород, в палеогеодинамических реконструкциях Урала и регионов со сходным тектоническим строением.

Аппробация работы. Результаты исследований по теме диссертации докладывались на научных чтениях памяти профессора И.Ф. Трусовой (Москва, МОИП, 1996-1999), на Втором Всероссийском петрографическом совещании "Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы" (г. Сыктывкар, 2000), на X Всероссийском совещании «Петрография XXI века» (г. Апатиты, 2005). По теме диссертации опубликовано 29 работ (7 статей и 22 тезиса докладов).

Структура и объем работы. Работа состоит из 5 глав, введения, заключения и приложений; имеет общий объем 144 страницы, содержит 2 таблицы и 48 рисунков; табличные приложения из 23 страниц; список литературы включает 182 наименования. В первой главе рассматриваются геологическое строение района исследований, проблемы, важные для объяснения развития раннепалеозойского вулканизма, задачи исследований. Во второй главе дана характеристика вулканических ассоциаций (O3-D1). В третьей главе приводится методика исследований. В четвертой главе дана характеристика состава и геохимических особенностей базальтоидов. В пятой главе рассматривается генезис и па-леогеодинамическая обстановка формирования базальтоидов.

Благодарности. Автор выражает благодарность к. г-м. н. А.А. Носовой (ИГЕМ РАН) и JI.B. Сазоновой (МГУ) за инициацию этой работы, помощь в отборе и обработке материалов, обсуждении результатов, а также за участие в изучении составов клинопи-роксенов, корректирующее ход исследований. Автор благодарит к. г-м. н. А.Я. Докучаева за организацию полевых работ.

Осуществление этой работы было бы невозможным без помощи в полевых исследованиях руководителей и геологов Уральской ГРЭ (Уральская скважина СГ-4) К.Г. Баш-ты, В.А. Горбунова, Ан.И. Марченко, Ал.И. Марченко, JI.H. Шахториной. Особая признательность д. г-м. н. Ю.С. Каретину (ИГиГ УрО РАН) за участие в совместных полевых работах.

Автор благодарит руководство ФГУП НПЦ "Недра" за финансовую поддержку.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Наркисова, Вера Валентиновна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изучение раннепалеозойских (O3-D1) базальтоидов южной части Тагильской зоны показало следующее:

Вулканические ассоциации южной части Тагильской зоны образуют два формаци-онных ряда.

Формационный ряд позднего ордовика - раннего силура включает

1. базальтовую, содержащую плагиориодациты, нижнекабанскую ассоциацию (Оз),

2. базальт-плагиодацит-плагиориолитовую верхнекабанскую (Оз),

3. андезибазальт-андезит-плагиодацитовую красноуральскую (Si).

Формационный ряд силура - раннего девона включает

1. базальт-андезибазальт-андезит-плагиориодацитовую павдинско-липовскую ассоциацию (Si),

2. базальт-андезибазальтовую именновскую (S1.2),

3. базальтовую, содержащую дациты, гороблагодатскую (S2),

4. шошонит-латитовую туринскую (S2-D1).

Характер и обстановка базальтоидного вулканизма изменялись во времени. В позднем ордовике - раннем силуре доминировал эффузивный вулканизм в подводной обстановке (подушечные лавы и гиалокластиты кабанского и красноуральского комплексов). В силуре - раннем девоне базальтоидный вулканизм эффузивно-эксплозивного типа проходил в подводной обстановке (подушечные лавы и туфы павдинского-липовского, именновского и гороблагодатского комплексов) и в подводной-субаэральной обстановке (подушечные лавы, субвулканические тела и игнимбритоподобные лаво- и гиалокластиты туринского комплекса).

Базальтоиды преобразованы в эпидот-хлоритовой и пренит-пумпеллиитовой субфациях регионального метаморфизма, из темноцветных минералов первичный состав сохраняет только клинопироксен, плагиоклаз замещен альбитом, стекло - вторичными минералами. В ранних (Ch-Sj) вулканических ассоциациях (нижнекабанской, верхнекабан-ской и красноуральской,) преобладают афировые базальтоиды, мелкопорфировый облик изредка имеют верхнекабанские и красноуральские базальтоиды. Микровкрапленники клинопироксенов из нижнекабанских базальтов имеют состав высокомагнезиального авгита - эндиопсида, состав клинопироксенов из верхнекабанских и красноуральских базальтоидов изменяется от высокомагнезиального авгита, изредка диопсида во вкрапленниках до железистого авгита в микролитах. В вулканических ассоциациях (Si?) (павдин-ско-липовской и именновской) доминируют порфировые базальтоиды. По преобладанию во вкрапленниках клинопироксена либо плагиоклаза выделены магнезиальные и глиноземистые разности (петротипы) базальтоидов. Клинопироксены из них представлены 3-4-мя генерациями, имеют сложную зональность, их состав изменяется от высокомагнезиальных авгитов - эндиопсидов во вкрапленниках до железистых авгитов - ферроавгитов в микролитах. Среди именновских базальтоидов присутствуют обильноминдалекаменные афировые разности с редкими микровкрапленниками плагиоклаза и клинопироксена авгита довольно однородного состава. Базальтоиды поздних вулканических ассоциаций (S?-Dj)l редкопорфировые ферробазальты (гороблагодатские), редкопорфировые и порфировые латиты и обильнопорфировые шошониты (туринские). В этих породах во вкрапленниках плагиоклаз преобладает над клинопироксеном, присутствуют микровкрапленники титаномагнетита и акцессорные минералы: апатит, ильменит, сфен. Клинопироксены вкрапленников салиты - высококальциевые авгиты и ферросалиты-ферроавгиты в микролитах.

Раннепалеозойские базальтоиды принадлежат к следующим петрохимическим сериям: в позднем ордовике - раннем силуре: Na толеиты (Оз) сменяются известково-щелочными K-Na базальтами (Оз) и Na андезибазальтами-андезитами (Si); в силуре — раннем девоне: известково-щелочные высокомагнезиальные K-Na, Na базальты-андезибазальты-андезиты (Si) сменяются известково-щелочными и толеитовыми Na ба-зальтами-андезибазальтами (S1-2), затем K-Na базальтами переходного к субщелочному типа (S2) и К шошонитами-латитами (S2-D1). Базальтоидный вулканизм (O3-D1) в южной части Тагильской зоны развивался, в целом, от однородного толеитового к дифференцированному известково-щелочному и, затем, к субщелочному шошонитовому. Последовательность петрохимических серий базальтоидов позволяет охарактеризовать геодинамическую обстановку их формирования как островодужную.

Общими геохимическими особенностями базальтоидов являются отрицательные аномалии ВЗЭ (Nb, Та, Zr, Hf, Ti, Y) и максимумы КИЛЭ (К, Rb, Ba, Pb) относительно N-MORB, низкие относительно хондрита содержания ТРЗЭ и высокие ЛРЗЭ. Значительным дефицитом ВЗЭ и ТРЗЭ, и невысокими содержаниями КИЛЭ и ЛРЗЭ характеризуются нижнекабанские толеиты, начинающие ряд ранних (O3-S1) вулканических ассоциаций, и павдинско-липовские высокомагнезиальные базальтоиды, начинающие ряд поздних (Si.2-Dj) вулканических ассоциаций. Содержание КИЛЭ и ЛРЗЭ, и обогащение КИЛЭ/ВЗЭ и ЛРЗЭ/ТРЗЭ последовательно возрастают в каждом формационном ряду и, в целом, от то-леитовых базальтоидов к известково-щелочным и к субщелочным.

Геохимические особенности базальтоидов объясняются формированием их расплавов из мантийного источника в присутствии водных флюидов, о чем свидетельствует характер отношений между элементами-примесями. В них наблюдается прямая зависимость между Nb/Ta и Zr/Hf, Th/Yb и La/Yb, не характерна для базальтов СОХ и континентальных рифтов (КР), но типичная для базальтов островных дуг (ОД). Низкие значения указанных отношений объясняются предшествующим плавлению взаимодействием мантийного субстрата с водным флюидом, равновесным с эклогитовой рутил-содержащей ассоциацией; высокие значения указывают на снижение в составе метаморфизующего компонента водного флюида и возрастание доли расплава.

Флюиды и расплавы, поступавшие в мантийный источник, имели субдукционную природу. Базальтоиды (O3-D1) Тагильской структуры, как и базальты ОД, почти на порядок обогащены КИЛЭ/ВЗЭ и ЛРЗЭ/ТРЗЭ (Sr/Nb, Ba/Nb, Pb/Y, La/Yb и др.) относительно базальтов СОХ, 00 и КР. Они характеризуются дефицитом Та, что соответствует высокой степени плавления, но при этом, обогащены Th (имеют высокое Th/Ta отношение). Дополнительное поступление Th в источник плавления возможно с субдукционным компонентом, формирующимся за счет океанических осадков. Для оценки воздействия субдукционного флюида на мантийный источник проведены расчеты содержания Nb и Th в базальтовых расплавах из метасоматизированных флюидами перидотитов при различной степени плавления по модели (Brenan et. al., 1995). Эти расчеты показали, что поступление флюидов, равновесных с рутил-содержащей эклогитовой ассоциацией, в мантийный источник составляет около 10-20%. Подобные оценки получены для базальтов современных ОД. Расчетная степень плавления для базальтоидов с низким содержанием Nb (<N-MORB) (кабанского и красноуральского, павдинского и липовского комплексов) состав-ляет~20%; для базальтоидов с более высоким содержанием Nb (-N-MORB) (именновского и гороблагодатского, и туринского комплексов) степень плавления снижается до 10% и 5%, соответственно. Такая последовательность согласуется с изменением состава и геохимических особенностей базальтоидов во времени и с удалением от фронта в современных ОД.

Петрохимическая зональность в одновозрастных базальтоидах западной и восточной части Тагильской структуры, несмотря на сложную картину, позволяет идентифицировать западную часть структуры как фронтальную, а восточную как тыловую зону вулканического фронта островной дуги или островодужной системы. Одновозрастные базальтоиды позднего ордовика (нижнекабанские на западе и нижнекрасноуральские на востоке) и раннего силура (павдинские на западе и липоские на востоке) могли формироваться в пределах единого вулканического фронта в параллельных грядах (современный аналог - Курильская дуга). На западе базальтоиды кристаллизовались из более дифференцированных расплавов, здесь породы и ранние генерации клинопироксенов характеризуются меньшей магнезиальностью. Формирование более дифференцированных расплавов во фронтальной части вулканического фронта Курильской дуги связывают с большей мощностью островодужной коры (Bindeman, Bailey, 1999). На востоке реконструируется тыловая зона вулканического фронта по возрастанию глубины очага плавления базальтоидов липовского комплекса (Si).

Поперечная зональность проявляется в Тагильской структуре с запада на восток в том, что толеитовые базальтоиды сменяются известково-щелочными и субщелочными калиевыми. В базальтоидах ранней (O3-S1) и поздней (S1-2-D1) вулканических ассоциаций с запада на восток возрастает общая щелочность, содержание Sr, Rb и др. КИЛЭ, ЛРЗЭ (La+Ce+Nd), Zr и др. ВЗЭ. Подобная зональность типична для ОД, она объясняется (Kuno, 1966; Whitford, 1975; Tatsumi, 1991) закономерными изменениями условий генерации и эволюции магм с удалением от фронта дуг: возрастанием глубины и снижением степени частичного плавления, изменением состава источника от деплетированного к обогащенному.

Состав мантийного источника раннепалеозойских базальтоидов, по содержанию и степени фракционирования РЗЭ в базальтоидах и в клинопироксенах, изменялся от деплетированного шпинелевого лерцолита или шпинелевого гарцбургита (толеиты Оз) к амфи-бол-шпинелевому лерцолиту (известково-щелочные базальтоиды O3-S1.2) и к обогащенному перидотиту, содержащему слюду и амфибол (шошониты, латиты S2-Di). Источником высокомагнезиальных известково-щелочных базальтоидов (Si) на востоке мог служить гранатовый лерцолит.

Метасоматическое обогащение мантийного субстрата базальтоидов Тагильской структуры с запада на восток прослеживается так же по возрастанию в них ЛРЗЭ и Th относительно КИЛЭ и Pb. Подобная зональность наблюдается в островных дугах с удалением от фронта, она возникает при снижении в составе субдукционного компонента, мета-соматизирующего мантийный субстрат, доли флюида и увеличении доли расплава (Kent, Elliott, 2002 и др.). С запада на восток в базальтоидах снижаются Pb/Се и Ba/Th отношения, за исключением субщелочных разностей в тыловой зоне, где нивелирование отношений связано с плавлением более глубинного субстрата.

Геохимические особенности раннепалеозойских базальтоидов Тагильской структуры показывают участие в их генезисе деплетированной, метасоматизированной, мантии и коры океанического типа. Сопоставление раннепалеозойских базальтоидов с базальтои-дами современных обстановок по геохимическим особенностям, показало, что их формирование происходило в островодужной обстановке, в субокеанических условиях без участия континентальной коры. Это подтверждается данными исследований изотопного состава Sr и Nd вулканогенных пород (O3-S1.2) (Розен и др., 1999; Бубнов и др., 2001).

Время собственно островодужного вулканизма в Тагильской зоне на Среднем Урале по палеонтологическим и изотопным данным ограничивается поздним ордовиком (448 млн. лет) - ранним девоном (401 - 408 млн. лет) и составляет около 40-50 млн. лет. Современную Тагильскую структуру можно рассматривать как аккретированную островную дугу. Выделенные формационные ряды вулканических ассоциаций могут представлять образования двух (ранней и поздней) или более дуг, либо, как минимум, две последовательные стадии формирования древней дуги.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Наркисова, Вера Валентиновна, Москва

1. Авдейко Г.П. Геодинамика проявления вулканизма Курильской островной дуги и оценка моделей магмообразования //Геотектоника.- 1994.- №2.- С. 19-32.

2. Агеева С.Т. Палеогеоструктурные реконструкции Тагильской островодужной системы //Уральская сверхглубокая скважина.- Ярославль: ГНПП "Недра", 1992,- С. 166174.

3. Башта К.Г. Геологический разрез Уральской СГ-4 (0-5354 м) /Башта К.Г., Шахторина Л.Н., Кускова В.Н. //Результаты бурения и исследований Уральской сверхглубокой скважины (СГ-4): Сб. науч. тр.- Ярославль, 1999.- Вып.5.- С.25-36.

4. Бочкарев В.В. Субщелочной магматизм Урала /Бочкарев В.В., Язева Р.Г.Екатеринбург: УрО РАН, 2000,- 256 с.

5. Варганов В.Г. Стратиграфия и фауна ордовика Среднего Урала /Варганов В.Г., Анцигин Н.Я., Наседкина В.А. и др.- М.: Недра, 1973.- 285 с.

6. Гатинский Ю.Г. Зоны субдукции: действующие силы, геодинамические типы, сейсмичность и металлогения. /Гатинский Ю.Г., Рудквист Д.В., Владова Г.Л., Мирлин Е.Г., Миронов Ю.В., Рожкова В.В., Соловьев А.А. //Вестник ОГГГГ РАН,- 2000,- №2(12).

7. Горожанин В.М. Рубидий-стронциевый изотопный метод в решении проблем геологии Южного Урала: Дис. . канд. геол.-минерал. наук.- Екатеринбург: ИГГ УНЦ РАН, 1995.

8. Ефремова С.В. Летрохимические методы исследования горных пород /Ефремова С.В., Стафеев К.Г.- М.: Недра, 1985,- 511 с.

9. Зоненшайн Л.П. Тектоника литосферных плит территории СССР /Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М.- М.: Недра, 1990.- Кн.1.- 328 с.

10. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6-0,2 млрд. лет) и строения Урала: Дис. . д-ра геол.- минерал, наук.- Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1998.252 с.

11. Иванов К.С. Конодонты и биостратиграфия вулканогенно-кремнистых отложений раннего палеозоя, вскрытых Уральской сверхглубокой скважиной СГ-4 /Иванов К.С., Снигирева М.П., Мянник П., Бороздина Г.Н. //Литосфера.- 2004,- №4.- С.89-101.

12. Каретин Ю.С. Геология и вулканические формации района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4.-Екареринбург: УрО РАН, 2000.-277 с.

13. Каретин Ю.С. К петрологии вулканических комплексов разреза СГ-4: сопоставления с мировыми эталонами //Проблемы петрогенезиса и рудообразования.-Екатеринбург: УрО РАН, 1998.- С.84-86.

14. Каретин Ю.С. Концепция нестандартного геодинамического цикла в подвижных поясах континентов, на материалах по полигону Уральской сверхглубокой скважины //Новые идеи в науках о Земле.- М., 1997,- Т.1.- С.59.

15. Каретин Ю.С. Строение и эволюция земной коры главного эвгеосинклиноального пояса Урала на полигоне сверхглубокой скважины СГ-4 //ИГИГ: Основные научные достижения за 1992-1996 г.г.- Екатеринбург: УрО РАН, 1996,- С.166-172.

16. Каретин Ю.С. Эволюция раннегеосинклинального базальтоидного вулканизма Тагильского прогиба //Вулканические образования Урала: Сб. статей.-Свердловск, 1978.- С.69-86.

17. Каретин Ю.С. Палеозойский вулканизм и геодинамика Тагильской мегазоны Урала: Автореф. Дис. . д-ра геол.- минерал, наук,- Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2004.44 с.

18. Карпухина Е.В. Возраст мафит-ультрамафитового магматизма Западного склона Урала (первые Sm-Nd- и Rb-Sr- данные) /Карпухина Е.В., Первов В.А., Журавлев Д.З, Лебедев В.А. //ДАН.- 1999.- Т.369, № 6,- С.809-811.

19. Кейльман Г.А. Изучение метаморфических комплексов /Кейльман Г.А., Золоев К.К.- М.: Недра, 1989.- 207 с.

20. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов: Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук.- М.: Недра, 1997.- 248 с.

21. Коротеев В.А. Палеозоны субдукции в геодинамической истории Урала /Коротеев В.А., Язева Р.Г., Иванов К.С., Бочкарев В.В. //Отечественная геология.- 2001.-№ 6,- С.50-57.

22. Корреляция магматических комплексов Среднего Урала: Препринт.-Свердловск: УрО АН СССР, 1991,- 74 с.

23. Костюченко С.Л. Особенности строения литосферы Урала по результатам многоволнового глубинного сейсмического зондирования /Костюченко С.Л., Егоркин А.В., Солодилов Л.Н. //Геотектоника,- 1998,- №4,- С. 3-18.

24. Кузнецов Н.Б. Позднепалеозойская тектоническая активизация Урала /Кузнецов Н.Б., Шипунов С.В., Павленко Т.И. //Общие и региональные вопросы геологии: Проект А.70 ФЦП «Интеграция».- М.: ГЕОС, 2000,- С.

25. Леонов Ю.Г. Напряжения в литосфере и внутриплатная тектоника //Геотектоника.- 1995.- № в.- С.3-21.

26. Магматические горные породы.- М.: Наука, 1983.- Т.1.- 367 с.

27. Магматические горные породы.- М.: Наука, 1985.- Т.З.- 488 с.

28. Магматические горные породы.- М.: Наука, 1988.- Т.5.- 508 с.

29. Магматические горные породы //Эволюция магматизма в истории Земли.-М.: Наука, 1987,- Т.6.-438 с.

30. Метасоматизм и метасоматические породы /Под ред. В.А. Жарикова, В.Л. Русинова,- М.: Научный мир, 1998.- 492 с.

31. Мизенс Г.А. Верхнедевонские обломочные комплексы в геологической истории Южного Урала //Геотектоника.- 2002.- №2.- С.43-58.

32. Миронов Ю.В. Вулканизм и океанское колчеданообразование /Миронов Ю.В., Ельянова Е.А., Зорина Ю.Г., Мирлин Е.Г.- М.: Научный мир, 1999,- 176 с.

33. Наркисова В.В. Петрохимические и минералогические особенности вулканитов южной части Тагильской палеодуги (Средний Урал) /Наркисова В.В., Носова

34. A.А., Сазонова J1.B., Розен О.М., Башта К.Г., Гурбанов А.Г. //Палеозоны субдукции: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез.- Екатеринбург: ИГ УрО РАН, 2000,-С.32-50.

35. Николаева О.В. K-U-Th систематика земных магматических пород для планетологических сравнений: базальты нормального типа срединно-океанических хребтов Земли и базальтовый материал Венеры //Геохимия,- 1995.- №4,- С. 467-476.

36. Николаева О.В. K-U-Th систематика земных магматических пород для планетологических сравнений: вулканические породы океанических островных дуг Земли и материал поверхности Венеры //Геохимия.- 1997.- №5,- С. 488-512.

37. Носова А.А. Петрология известково-щелочных вулканитов павдинского комплекса Тагильского прогиба по данным изучения зональных клинопироксенов (по материалам Уральской сверхглубокой скважины) /Носова А.А., Сазонова JI.B., Наркисова

38. B.В., Бубнов С.Н., Гурбанов А.Г. //Петрология,- 2000,- Т. 8, № 2,- С.182-198.

39. Носова А.А. Элементы-примеси в клинопироксенах из палеозойских вулканитов Тагильской островной дуги Среднего Урала /Носова А.А., Сазонова J1.B., Наркисова В.В., Симакин С.Г. //Геохимия,- 2002.- №3,- С. 254-268.

40. Пейве А.В. Тектоника Урала: Объяснительная записка к тектонической карте Урала масштаба 1:1000000 /Пейве А.В., Иванов С.Н., Нечеухин В.М.- М.: Наука, 1977.- 120 с.

41. Петров Г.А. Новые данные по геологии и метаморфизму Салдинского комплекса (Средний Урал) /Петров Г.А., Фриберг П.М., Ларионов A.M., Шмелев В.Р. //Геология и металлогения Урала: Сб. науч. тр.- Екатеринбург, 2000,- С.66-94.

42. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования,- СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1995,- 128 с.

43. Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород: Учебник.- М.: Логос, 2001.- 768с.

44. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей,- М.: Наука, 1987.- 336 с.

45. Покровский Б.Г. Уральская сверхглубокая скважина: геохимия стабильных изотопов и некоторые параметры гидротермальных рудообразующих систем /Покровский Б.Г., Викентьев И.В., Розен О.М. //Литология и полезные ископаемые.- 1996.- № 2.- С. 168181.

46. Попов B.C. Изотопный состав Nd и Sr в гранитах Урала как показатель взаимодействия мантия-кора /Попов B.C., Тевелев Ал.В., Беляцкий Б.В., Богатов В.И., Петрова А.Ю., Журавлев Д.З., Осипова Т.А. //ЗВМО,- 2003,- Ч. CXXXII, №.3,- С. 16-38.

47. Пучков В.Н. Палеоокеанические структуры Урала //Геотектоника.- 1993,-№3.-С. 18-33.

48. Розен О.М. Тагильская синформа: фрагмент энсиматической островной дуги силурийского палеоокеана (по данным геохимического и изотопного исследований керна

49. Румянцева Н.А. Уральская СГС. Модель строения палеозойской земной коры /Румянцева Н.А., Башта Г.К., Кукуй А.А., Юшкова Г.А. Львова Е.Б., Шмелева К.Л. //Сверхглубокие скважины России и сопредельных регионов.- Спб., 1995.- 247 с.

50. Румянцева Н.А. Силурийская бонинитовая серия на Урале /Румянцева Н.А., Юшкова Г.А., Шмелева К.Л., Кукуй А.А. //ДАН СССР.- Т.304, №4,- 1989,- С.947-951.

51. Сазонова Л.В. Зональность клинопироксенов как функция условий остывания магматического расплава (на примере одинитов Урала) /Сазонова Л.В. Носова А.А. //Геохимия,- 1999,- №12,- С.1-18.

52. Сазонова Л.В. Клинопироксены из вулканогенных пород Тагильского прогиба (по материалам Уральской сверхглубокой скважины) /Сазонова Л.В., Носова А.А., Наркисова В.В., Гурбанов А.Г., Бубнов С.Н. //Петрология.- 1997,- Т.5, №5.- С.523-540.

53. Сегалович В.И. Тектоника Тагильского прогиба и сопредельных территорий Урала по данным сверхглубокого бурения /Сегалович В.И., Дмитровская Ю.Е. //Серия геологическая.- 1992,-№5,- С.129-144.

54. Сергиевский В.М. Магматизм, тектоническое развитие и основные особенности металлогении Урала.- Л., 1971.- 60 с.

55. Сергиевский В.М. Среднепалеозойский вулканизм и история формирования тектонических структур восточного склона Урала //Матер. ВСЕГЕИ, общ. сер.- 1948.- N 8.

56. Соколов В.Б. Строение земной коры Урала //Геотектоника.- 1992. №5. С.З19.

57. Тейлор С.Р. Континентальная кора: ее состав и эволюция /Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М.- М.: Изд-во «Мир», 1988.-384 с.

58. Тектоника Урала: Объяснительная записка к тектонической карте Урала М-ба 1:1000000 /Пейве А.В., Иванов С.Н., Нечеухин В.М. и др.- М: Наука, 1977,- 120 с.

59. Ферштатер Г.Б. Геохимическая типизация Уральских офиолитов /Ферштатер Г.Б., Беа Ф.А. //Геохимия.- 1996.- №3.- С.195-218.

60. Ферштатер Г.Б. Латеральная зональность, эволюция и геодинамическая интерпретация магматизма Урала в свете новых петрологических и геохимических данных /Ферштатер Г.Б., Беа Ф.А., Бородина Н.С., Монтеро П. //Петрология.- 1998.- Т.6, №5,- С.451-477.

61. Фор. Г. Основы изотопной геологии.- М: Мир, 1989.- 590 с.

62. Фролова Т.И. Магматические формации современных геотектонических обстановок /Фролова Т.И., Бурикова И.А.- М.: Изд-во МГУ, 1997.- 320 с.

63. Фролова Т.И. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин /Фролова Т.И., Перчук JI.JL, Бурикова И.А.- М.: Недра, 1989,- 261 с.

64. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Европа и Западная Азия,- М.: Недра, 1977,- 360 с.

65. Хендерсон П. Неорганическая геохимия,- М: Мир, 1985.- 339 с.

66. Шарфман B.C. Палеовулканологические реконструкции,- М.: Недра, 1989.215 с.

67. Шарфман B.C. Методика корреляции вулканитов (на примере Уральской колчеданоносной провинции): Препринт /Шарфман B.C., Цыганова Е.Н., Костина Р.И.-М.: МГУ, 1993,- 63 с.

68. Штрейс Н.А. Стратиграфия и тектоника Зеленокаменной полосы Среднего Урала //Тектоника СССР,- М.: Изд. АН СССР, 1951,- T.III.- 380 с.

69. Язева Р.Г. Силурийская островная дуга Урала: структура, развитие, геодинамика /Язева Р.Г., Бочкарев В.В. //Геотектоника.- 1995,- №6.- С.32-44.

70. Язева Р.Г. Реликты активной континентальной окраины в структурах Урала /Язева Р.Г., Пучков В.Н., Бочкарев В.В. //Геотектоника,- 1989,- №3,- С.76-85.

71. Altherr R. Volcanic activity in the Red sea axial trough evidence for a large mantle diapir? /Altherr R., Henjes-Kunst F., Puchelt H., Baumann A. //Tectonophysics.- 1988.-Voll50.- P. 121-133.

72. Bach W. Rare earth element mobility in the oceanic lower sheeted dyke complex: evidence from geochemical data and leaching experiments /Bach W., Irber W. //Chemical Geology.-1988.- Vol.151(1-4).- P.309-326.

73. Bailey J.C. Mineralogy, geochemistry and petrogenesis of Kurile island-arc basalts /Bailey J.C., Frolova T.I., Burilcova I.A. //Contrib. Mineral. Petrol- 1989,- Vol. 102,-P.265-280.

74. Bebout G. E. Fractionation of trace elements by subduction-zone metamorphism -effect of convergent-margin thermal evolution /Bebout G. E., Ryan J. G., Leeman W. P., Bebout A. E. //Earth and Planetary Science Letters.- 1999,- Vol.l71(l).- P.63-81.

75. Becker H. Trace element fractionation during dehydration of eclogites from high-pressure terranes and the implications for element fluxes in subduction zones /Becker H., Klaus P. J., CarlsonR. W. //Chemical Geology.- 2000,- Vol.l63(l-4).- P.65-99.

76. Bindeman I. Trace elements in anorthite megacrysts from the ICurilel sland Arc: a window to across-arc geochemical variations in magma compositions /Bindeman I., Bailey J. //Earth And Planetary Science Letters.- 1999.- Vol. 169(3-4).- P.209-226.

77. Brenan J. M. Rutile-fluid partitioning of Nb, Та, Zr, U and Th: Implications for high-field-strength element depletions in island-arc basalts /Brenan J. M., Shaw H. F., Phinney D.L, Ryerson F. J. //Earth Planet. Sci. Lett.- 1994;- Vol.128.- P.327-339.

78. Brotzu P. Basaltic volcanism in the northern sector of the main Ethiopian rift /Brotzu P., Ganzerli-Valentini M.T., Morbidelli L., Piccirillo E.M., Stella R., Traversa G. //J. Volcanol. Geotherm. Res.-1981.- V.10.- P.365-382.

79. Brown L. lOBe in island-arc volcanoes and implications for subduction /Brown L., Klein J., Middleton R., Sacks I.S., Tera F. //Nature.- 1982,- V.299.- P.718-720.

80. Churikova T. Sources and fluids in the mantle wedge below Kamchatka, evidence from across-arc geochemical variation /Churikova Т., Dorendorf F., Worner G. //J. Petrol.-2001.- V.42.- P.1567-1593.

81. Class, C. Distinguishing melt and fluid subduction components in Umnak Volcanics, Aleutian Arc /Class, C., D. M. Miller, S. L. Goldstein, and С. H. Langmuir. //Geochem. Geophys. Geosyst.- 2000.- V.l.

82. Debari S. Ultramafic xenoliths from Adagdak volcano, Adak, Aleutian islands, Alaska: deformed igneous cumulates from the Moho of an island arc /Debari S., Kay S.M., Kay R.W. //J. Geol.- 1987.- V.95.- P.329-341.

83. Dorendorf F. Hydrated sub-arc mantle: a source for the Kluchevskoy volcano, Kamchatka. Russia /Dorendorf F., Wiechert U., Werner G. //Earth Planet. Sci. Lett.- 2000.-V.175.- P.69-86.

84. Drummond M.S. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern comparisons /Drummond M.S., Defant M.J. //J. Geophys. Res.- 1990,- V.95.- P.21503-21521.

85. Elliott T.R. Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc /Elliott T.R., Plank Т., Zindler A., White W„ Bourdon B. //J. Geophys. Res.- 1997.- V.B102.-P.14991-15019.

86. Fournelle J.H. Shishaldin volcano: Aleutian high-alumina basalts and the question of plagioclase accumulation /Fournelle J.H., Marsh B.D. //Geology.-1991.-V.19.- P.234-237.

87. Friberg M Structure of the Middle Urals, East of the Main Uralian Fault /Friberg M, Petrov G.A. //Geol. J.- 1998,- V.33.- P.37-48.

88. Gribble R.F. Chemical and isotopic composition of lavas from the Northen Mariana trough: implication for magmagenesis in back-arc basins /Gribble R.F., Stern R.J., Newman S., Bloomer S.H., СУНеагп Т. /Я. Petrol.- 1998,- V.39.- P.125-154.

89. Harris J.R. Techniques for analysis and visualization of lithogeochemical data with applications to the Swayze greenstone belt, Ontario /Harris J.R., Wilkinson L., Grunsky E., Heather K„ Ayer J. //J. of Geochem. Explor.- 1999.- V.67.- P.301-334.

90. Harry D.L. Slab dehydratation and basalt petrogenesis in subduction systems involving young oceanic lithosphere /Harry D. L., Green N.L. //Chemical Geology.- 1999.-V.160.- P.309-333.

91. Hiclcey R.L. Geochemical characteristics of boninite series volcanics: implication for their source /Hickey R.L., Frey F.A. //Geochim. Cosmochim. Acta.- 1982.- V.46.- P.2099-2116.

92. Hickey R.L. Rare-earth element geochemistry of Mariana fore-arc volcanics, Deep Sea Drilling Project Site 458 and hole 459B /Hickey R.L., Frey F.A. //Init. Rep. Deep Sea Drill. Proj.- 1982,- V.60.- P.735-742.

93. Hoang N., Uto K. Geochemistry of Cenozoic basalts in the Fukuoka district (northern Kyushu, Japan): implication for asthenoshere and lithospheric mantle interaction //Chem. Geol., 2003,- V.198.- P.249-268.

94. Hole M.J. Subduction of pelagic sediments: implications for the origin of the Ce-anomalous basalts from the Mariana islands /Hole M.J., Saunders A.D., Marriner G.F., Tarney J. //J. Geol. Soc. London.- 1984.- V.141.- P.453-472.

95. Ishikawa T. Boron isotope and trace element systematics of the three volcanic zones in the Kamchatka arc /Ishikawa Т., Тега F., Nakazawa T. //Geochim. Cosmochim. Acta.2001,- Vol.65.-1.15,- P.4523-4537.

96. Johnson K.E. Contrasting styles of hydrous metasomatism in the upper mantle: an ion microprobe investigation /Johnson K.E., Davis A.M., Bryndzia L.T. //Geochimica et Cosmochimica Acta.- 1996.- Vol.60(8).- P.1367-1385.

97. Kamber B. S. Role of "hidden' deeply subducted slabs in mantle depletion /Kamber B. S., Collerson K. D. //Chemical Geology.- 2000,- Vol. 166(3-4).- P.241-254.

98. Kent A.J. Melt inclusion from Marianas arc lavas: implications for the composition and formation of island arc magmas /Kent A.J., Elliott T.R. //Chemical Geology.2002,- Vol.183.-P.263-286.

99. Kuno H. Lateral variation of basalt magma type across continental margins and island arcs //Bull. Volcanol.- 1966.- V.29.- P. 195-222.

100. Lina C. P. Cross-arc geochemical variations in volcanic fields in Honduras C.A.: progressive changes in source with distance from the volcanic front /Lina C. P., Michael J.C., Mark D. //Springer.- 1997,- V. 129(4).-P.341 351.

101. Marsh B.D. Some aleutian andesites: their nature and source //J. Geol.- 1976.-V.84.- P.27-46.

102. Marty B. Helium isotopic variations in Ethiopian plume lavas: nature of magmatic sources and limit on lower mantle contribution /Marty В., Pik R., Yirgu G. //Earth and Planetary Science Letters.- 1996,- V.144(l-2).- P.223-237.

103. Miller J.A. An O-isotope profile through the HP-LT Corsican ophiolite, France and its implications for fluid flow during subduction /Miller J.A., Cartwright I., Buick I. S., Barnicoat A.C. //Chemical Geology.- 2001,- V.178.-1.1-4.- P.43-69.

104. Molina J.F. Carbonate stability and fluid composition in subducted oceanic crust: an experimental study on H2 0-C02 -bearing basalts /Molina J.F., Poli St. //Earth Planet. Sci. Lett.- 2000,- V.176.- P.295-310.

105. Morris J.D. Subduction Zone Processes and Implications for Changing Composition of the Upper and Lower Mantle /Morris J.D., Ryan J.G.; ed. Holland H.D., Turekian K.K. //Treatise on geochemistry.- 2003.- V.2.- P.451-467.

106. Munker C. Nb/Ta fractionation in a Cambrian arc/back arc system, New Zealand: source constraints and application of refined ICPMS techniques //Chemical Geology.- 1998.-V.144(l-2).- P.23-45.

107. Myers J.D. A petrologic re-investigation of the Adak volcanic center, Central Aleutian arc, Alaska /Myers J.D., Frost C.D. //J. Volcanol. Geotherm. Res.- 1994,- V.60.- P. 109146.

108. Myers J.D. Aleutian lead isotopic data: additional evidence for the evolution of lithospheric plumbing systems /Myers J.D., Marsh B.D. //Geochim. Cosmochim. Acta.- 1987.-V.51.- P.1833-1842.

109. Myers J.D. Geochemical and strontium isotopic characteristics of parental Aleutian arc magmas: evidence йот the basaltic lavas of Atka /Myers J.D., Marsh B.D., Sinha A.K. //Contrib. Mineral. Petrol.- 1986,- V.94.- P.l-11.

110. Nakamura E. Chemical geodynamics in the back-arc region of Japan based on the trace element and Sr-Nd isotopic compositions /Nakamura Ё., McCulloch M.T., Campbell I.H. //Tectonophysics.- 1990,- V.174.- P.207-233.

111. Pearson D.G. Mantle Samples Included in Volcanic Rocks: Xenoliths and Diamonds /Pearson D.G., Canil D., Shirey S.B.; ed. Holland H.D., Turekian K.K. //Treatise on geochemistry.- 2003.-V.2.- P.171-275.

112. Pik R. The northwestern Ethiopian plateau flood basalt: classification and spatial distribution of magma types /Pik R., Deniel C., Coulon C., Yirgu G., Hofmann C., Ayalew D. //J. Volcanol. Geotherm. Res.- 1998,-V.81.-P.91-111.

113. Pik R. Isotopic and trace element signatures of Ethiopian flood basalts: Evidence for plume-lithosphere interactions /Pik R., Deniel C., Coulon C., Yirgu G., Marty B. //Geochim. Cosmochim. Acta.- 1999,- V.63,1.15.- P.2263-2279.

114. Plank T. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle /Plank Т., Langmuir C.H. //Chemical Geology.- 1998.- V. 145(3-4).-P.325-394.

115. Rapp R.P. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3,8 Gpa /Rapp R.P., Shimizu N., Norman M.D., Applegate G.S. //Chemical Geology.- 1999.- V.160.- P.335-356.

116. Rogers N.W. The isotope and trace element geochemistry of basalts from the souther Red sea /Rogers N.W., Pichard H.M., Alabaster Т., Harris N.B-W., Neary C.R. //Magmatic processes and plate tectonics Soc. Spec. Publ.- 1993.- V76.- P.455-467.

117. Ryerson F.J. Rutile saturation in magmas: Implications for Ti-Nb-Ta depletion in island-arc basalts /Ryerson F.J, Watson E.B. //Earth Planet. Sci. Lett.- 1987.- V.86.- P.225-239.

118. Salters V. The composition of the depleted mantle /Salters V., Stracke A. //Geochemistry, Geophysics, Geosystems.- 2004.-10.1029/2003GC000597.

119. Scarrow J.H. The late Neoproterozoic Enganepe ophiolite, Polar Urals, Russia: An extension of the Cadomian arc? /Scarrow J.H., Pease V., Fleutelot C., Dushin V. //Precambrian Research.- 2001.- V.l 10,- P.255-275.

120. Schmidt M.W. Generation of Mobile Components during Subduction of Oceanic Crust /Schmidt M.W., Poli S.; ed. Holland H.D., Turekian K.K. //Treatise on geochemistry. -2003.-V.3.-P.657-588.

121. Shervais, J. W. Birth, death, and resurrection: The life cycle of suprasubduction zone ophiolites //Geochem. Geophys. Geosyst.- 2001.- V.2.

122. Solidum R.U. Geochemical characteristics of sediments potentially subducted in western and eastern Philippines //Solidum R.U., Castillo P.R. //V21С-1001; EOS, Trans. AGU.-2001,- V.82(47).

123. Stern C.R. Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Andean Austral volcanic zone /Stern C.R., Kilian. R. //Contributions to Mineralogy and Petrology.- 1996.-V.123.- P.263-281.

124. Sun. S.S. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes /Sun. S.S., McDonough W.F. //Geol. Soc. Spec. Publ.- 1989.-V.42.- P.313-345.

125. Tatsumi Y. Origin of subdaction zone magmas based on experimental petrology //Physical Chemistry of magmas.- NewYork, 1991,- P269-301.

126. Taylor S.R. The continental crust: Its composition and evolution /Taylor S.R., McLennan S.M.: Blackwell, Oxford, 1985.- 312 p.

127. Thompson R.N. Continental flood basalts and mantle xenoliths (Hawkesworth C.T., Norry M.J.) /Thompson R.N., Morrison M.A., Diclcin A.P., Hendry G.L.- UK: Shiva Publishing, 1983,- P. 158-185.

128. Turner S. U, Th and Ra disequilibria, Sr, Nd and Pb isotope and trace element variations in Sunda arc lavas: predominance of a subducted sediment component /Turner S., Foden J. //Springer.- 2001,- V.142(l).-P.43 57.

129. Uto K. Geochronology of alkali volkanism in Oki-Dogo island, southwest Japan: geochemical evolution of basalts related to the opening of the Japan sea /Uto K., Takahashi E., Nakamura E., Kaneoka I. //Geochem. J.- 1994,- V.28.- P.431-449.

130. Volker F. Quaternary volcanic activity of the southern Red sea: new data and assessment of models on magma sources and Afar plume lithosphere interactions /Volker F., Altherr R., Jochum IC.P., McCulloch M.T. //Tectonophysics.- 1997,- V.27.- P.815-29.

131. Whitford D.J. Strontium isotopic studies of the volcanic rocks of the Saunda arc, Indonesia, and their petrogenetic implications //Geochim. Cosmochim. Acta.- 1975,- V.39,1.9.-P.1287-1302.

132. Wood D.A. A variably veined suboceanic upper mantle-genetic significance for mid-ocean ridge basalts from geochemical evidence //Geology.- 1979.- V.7.- P.499-503.

133. Xu H. Petrology and geochemistry of the alkali rocks from Dogo, Old islands, Shimane prefecture, southwestern Japan //Sci. Rept. Tohoku Univ.- 1988.- Ser. 3-17.- P.1-106.

134. Yogodzinski G.M. Slab melting in the Aleutians: implications of an ion probe study of clinopyroxene in primitive adakite and basalt /Yogodzinski G.M., Kelemen P.B. //Earth and Planetary Science Letters.- 1998.- V.158,1.1-2.- P.53-65.

135. Yogodzinski G.M. Magmatic and tectonic development of the Western Aleutians: an oceanic arc in a strike-slip setting /Yogodzinski G.M., Rubenstone J.L., Kay S.M., Kay R.W. //J. Geophys. Res.- 1993,- V.B98.- P.l 1807-11834.1. Фондовая литература

136. Государственная геологическая карта РФ. М 1:200 ООО. Сер. Среднеуральская. Лист 0-40-XII: Объяснительная записка /МПР РФ, ДПР по Уральскому региону, ГФУП УГОМЭ; Отв. Исп. Л.И. Десятниченко,- Екатеринбург, 2001.

137. Изучить минеральный состав пород магматических комплексов в разрезе СГ-4 и околоскважинном пространстве: Отчет об ОМР /МГУ; Исп. Л.В. Сазонова, А.А. Носова, В.В. Наркисова.- Москва, 2001.- 232 с.

138. Комплексное геологическое, петрографическое и минералого-геохимическое изучение керна Уральской сверхглубокой скважины в интервале 0-2500 м: Отчет по НИР //ЦНИИГРИ; Отв. исп. С.Т. Агеева, А.Г. Волчков и др.- Москва, 1986.- 88 с.

139. Отчет о результатах геологических исследований в околоскважинном пространстве СГ-4 за 1990-1994 г. /Уральская ГРЭ СГБ; Отв. исп. А.Н. Глушков,- Верхняя Тура, 1995.

140. Отчет тематической партии по геолого-геофизическому пересечению Урала /УГФ; Отв. исп. Б.П. Козин, В.Ф. Кусмауль, JI.H Самойлова и др.- Свердловск, 1966.

141. Провести комплексное геологическое исследование по разрезам сверхглубоких скважин: Отчет /ВСЕГЕИ; Отв. исп. Н.А. Румянцева, Н.Г. Берлянд, Г.А. Юшкова, К.Л. Шмелева, А.А. Кукуй и др.- Л.: ВСЕГЕИ, 1988.-Т. VII, VIII.

142. Сбор и обобщение геологического строения района заложения и составление комплексной программы исследований по Уральской сверхглубокой скважине: Отчет по теме №636 за 1982-1985 г.г. /ВСЕГЕИ; Отв. исп. Н.С. Чурилин,- JL: ВСЕГЕИ, 1985,- 248 с.