Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества

Базылев, Борис Александрович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества"

I На правах рукописи

БАЗЫЛЕВ Борис Александрович

Петрология и геохимия океанических и алыганотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества

25.00.09-геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2003

Работа выполнена в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук

доктор геолого-минералогических наук, профессор

доктор геолого-минералогических наук

О.А.Луканин

Л.Л.Перчук

Г.Н.Савельева

Ведущая организация: Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН

Защита состоится 26 ноября 2003 г. в 11 часов на заседании Диссертационного совета Д 002.109.02 при Институте геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН по адресу: 119991 Москва, ул. Косыгина, 19. Факс: (095) 938-20-54

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН

Автореферат разослан 24 октября 2003 г.

Ученый секретарь Диссертационного совета

канд. геол.-мин. наук

— —^ / j 7

J ВвеДе!

}ение

Актуальность темы. Проблема степени геохимической неоднородности мантийных шпинелевых перидотитов и причин, обусловивших эту неоднородность, имеет принципиальное значение для установления процессов формирования земной коры и мантии. Ключевую роль в решении этой проблемы играет сравнительное геологическое, петрологическое, геохимическое и минералогическое исследование океанических и альпинотипных мантийных шпинелевых перидотитов. Не случайно многие ведущие исследователи мантийных пород пытались подойти к решению этой проблемы (Miyashiro, 1975; Дмитриев и др.,1976; Coleman, 1977; Dick, Fisher, 1984; Dick, Bullen, 1984; Савельева, 1987; Bonatti, Michael, 1989; Паланджян, 1992; Parkinson, Pearce, 1998). Как правило, предметом сопоставления были либо геохимия, либо первичная минералогия пород. Несмотря на некоторые выявленные черты различий между этими породами, охарактеризовать процессы, обусловившие эти различия, в этих работах не удалось.

Целью настоящей работы является выявление процессов, обусловивших вещественную эволюцию выведенного на поверхность мантийного вещества, и сравнительная характеристика этих процессов в океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитах. Основной методический принцип работы заключается в принятии океанических перидотитов в качестве главного объекта сравнения.

Проблема вещественной эволюции мантийного вещества в литосфере в той ее части, которая сводится к сопоставлению океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов, имеет различные аспекты. Идентичны ли процессы магматической и метаморфической эволюции мантийного вещества, обусловившие формирование океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов? Совпадают ли физико-химические параметры этих процессов? Являются ли альпинотипные перидотиты в вещественном отношении аналогами океанических перидотитов? Можно ли считать разрезы литосферы, построенные по данным исследования офиолитовых комплексов, аналогами литосферы под Срединно-океаническими хребтами? В каких геодинамических обстановках происходила эволюция альпинотипных перидотитов и какие обстановки магматизма и метаморфизма могут быть установлены при исследовании шпинелевых перидотитов и по каким критериям и параметрам? Являются ли альпинотипные перидотиты индикаторами существования палеоокеанических бассейнов, и каких именно?

Научная новизна работы определяется следующими результатами:

1. Особенностями минералогии и геохимии перидотитов обоснована правомерность выделения в пределах СОХ трех обстановок магматизма: нормальных сегментов медленно-спрединговых СОХ, геохимически аномальных сегментов СОХ и быстро-спрединговых СОХ. Шпинелевые перидотиты из аномальных сегментов СОХ впервые представительно охарактеризованы.

2. Впервые количественно охарактеризована локальная неоднородность степени частичного плавления мантийного источника для океанических и альпинотипных перидотитов; установлена и количественно охарактеризована корреляция величины степени частичного плавления мантийного источника под СОХ с локальной скоростью спрединга, проявленная в перидотитах нормальных сегментов СОХ.

3. Установлено, что механизмы плавления мадтйшш_шасааника. и характер отделения расплавов в разных обстановках Закономерно

библиотека С.ПетерЛ ОЭ 30$

J J 1

anerepim^j

различаются. Различие между плавлением мантийного источника в надсубдукционной обстановке и в обстановке аномальных сегментов СОХ проявляется также в закономерных различиях составов расплавов, привносимых в систему при плавлении.

4. Разработана физическая и физико-химическая (диффузионная) модель остывания ШПйнелевых перидотитов после отделения от них расплава, позволяющая по температурам закрытия межминеральных обменных реакций в перидотитах оценивать скорость остывания пород и глубину отделения от них последних порций расплава. Показано, что характер остывания, скорость остывания и глубина отделения расплава закономерно различаются для шпинелевых перидотитов, образованных в различных обстановках. Численным моделированием обосновано, что термальная история части альпинотипных перидотитов связана с литосферой неокеанического типа.

5.' Впервые установлены проявления модального мантийного метасоматизма в перидотитах СОХ, охарактеризованы равновесные минеральные ассоциации и составы метасоматических минералов, оценены физико-химические параметры метасоматизма. Обоснована кристаллизация части ассоциаций в процессе реакции перидотитов с сильно дифференцированным расплавом, а части - в процессе их реакции с ювенильным флюидом. Проведено петролого-геохимическое моделирование кристаллизации амфиболов и флогопитов в перидотитах СОХ при остывании ювенильного флюида в закрытой системе, а также при реакции флюид-порода. Для редких и редкоземельных элементов оценены величины коэффициентов распределения флюид/расплав, амфибол/флюид и флогопит/флюид для 1000°С, 5 кбар. Оценены начальный состав флюида и характер его последующего изменения.

6. В перидотитах СОХ установлены высокотемпературные проявления метаморфизма, связанного с циркуляцией в литосфере морской воды. Разработаны критерии для разделения проявлений метасоматизма и высокотемпературного Метаморфизма в океанических перидотитах. Исследовано фазовое соответствие между метаморфическими минералами перидотитов в интервале температур 400-800°С, для этого интервала температур представлены калибровки хлорит-шпинелид-оливинового и амфибол-хлоритового геотермометров, а также приближенные зависимости составов амфибола и шпинелида от температуры их кристаллизации. Оцей&нй средние составы основных петрографических разновидностей серпентинов в океанических перидотитах, установлены последовательность их кристаллизации в породах и особенности их кристаллохимии.

7. Результатами термодинамического моделирования взаимодействия «морская вода - перидотит» по модели проточного реактора характерные различия в составе метаморфических минеральных ассоциаций океанических и альпинотипных перидотитах объяснены как результат существенно более высоких отношений вода/порода (при равной температуре) при океаническом метаморфизме, по сравнению с метаморфизмом, проявленным в альпинотипных перидотитах.

8. Оценено влияние выветривания, серпентинизации и среднетемпературной перекристаллизации на валовые составы океанических перидотитов, установлена степень инертности отдельных элементов при океаническом метаморфизме.

Практическое значение. Представленный в работе комплексный методический подход позволяет устанавливать обстановку образования и эволюции мантийных

шпинелевых перидотитов, что дает возможность на более высоком уровне решать задачи геологического картирования складчатых поясов и геодинамической реконструкции геологической истории конкрентых регионов. Результаты работы позволяют аттестовать проявления связанных с мантийными перидотитами рудных и нерудных полезных ископаемых с позиции геодинамической обстановки их формирования.

Фактическим материалом работы послужили океанические и альпинотипные ( шпинелевые перидотиты, полученные автором в ходе 12-го и 16-го рейсов НИС

«Академик Борис Петров», 20-го рейса НИС «Профессор Логачев», в ходе полевых работ в пределах комплекса Мамония (Кипр) и массива Чаганузун (Алтай), а также предоставленные коллегами - Л.В.Дмитриевым, С.А.Силантьевым, Г.С.Закариадзе, Р.Магакяном, С.Д.Соколовым, А.В.Ганелиным, Г.Б.Удинцевым, И.С.Чащухиным, Г.Дж.Б.Диком, С.Караматой, Т.К.Беркелиевым, М.Д.Желязковой-Панайотовой, К.Колчевой. Аналитически охарактеризованы 75 местонахождений океанических шпинелевых перидотитов (драги, тралы, маршруты подводных аппаратов) и более 20 местонахождений альпинотипных перидотитов (массивы, комплексы, блоки). Выводы диссертации базируются на данных петрографического, минералогического и геохимического исследования более чем 400 образцов шпинелевых перидотитов, охватывающих практически весь интервал составов, свойственный этим породам, и отражающих весь спектр процессов образования и перекристаллизации пород при их выведении на поверхность.

Структура работы. Диссертация состоит из 8 глав, введения, заключения и приложения. Материал работы изложен на 3<?4 страницах, проиллюстрирован 140 рисунками и аргументирован 25 таблицами в основном тексте работы и таблицами аналитических данных в приложении. Список литературы содержит 530 ссылок.

Апробация работы. Материалы диссертации опубликованы в 68 печатных работах, в том числе в 21 статье в российских и международных журналах. Результаты докладывались на отечественных и международных конференциях, в том числе на 16-м Всесоюзном семинаре «Геохимия магматических пород» (1991г.), Гольдшмидтовской конференции (1992г.), сессии Американского Геофизического союза (1992г.), 5-ой, 6-ой и 7-й Международных конференциях по тектонике плит (1995, 1998, 2001гг.), Международной конференции «Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород» (1998г.), XXXII Всероссийском

_ тектоническом совещании (1999г.), всех Рабочих совещаниях Российского

отделения международного проекта МегШс^е (1995, 1998, 2001, 2003 гг.), Международной конференции «Оеояаепсез 2000», 2-й международной конференции «Огс^ешс ШеггоШеэ» (1999 г.) и др.

Работа выполнена в Лаборатории геохимии магматических и метаморфических пород ГЕОХИ РАН. Многие направления данной работы зародились в результате плодотворных дискуссий с Л.В.Дмитриевым, С.А.Силантьевым, Г.С.Закариадзе, М.В.Портнягиным, А.А.Гуренко, В.С.Каменецким, С.Д.Соколовым, Г.Диком. Выводы работы базируются на аналитических данных, получение которых в течение многих лет обеспечивали сотрудники Института Н.Н.Кононкова, К.И.Игнатенко, И.А.Рощина, Т.В.Ромашова, Л.П.Полосина, Н.А.Белова, С.В.Луткова.

Глава 1. Результаты предшествующих исследований

Мантийные породы, обнажающиеся на поверхности, являются единственным прямым источником информации о вещественном составе земной мантии и существенным источником информации о процессах в нижних горизонтах литосферы. Они представлены тремя группами пород - ксенолитами в щелочных базальтоидах и кимберлитах, альпинотипными перидотитами складчатых поясов и шпинелевыми перидотитами, обнажающимися в структурах СОХ. Определенное петрографическое, минералогическое и геохимическое сходство океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов (Bonatti et al., 1970; Дмитриев, 1973; Coleman, 1977; Sinton, 1978) дало толчок широкому развитию представлений об их идентичности, а также о сходстве процессов петролого-геохимической эволюции мантийного вещества альпинотипных и океанических перидотитов в литосфере при его выведении на поверхность.

Развитие представлений о тектонической и вещественной эволюции мантийного вещества в литосфере. К перидотитам альпинотипных комплексов (Thayer, 1960), или альпинотипным перидотитам, были отнесены дуниты, гарцбургиты и лерцолиты, обладающие тектоническими текстурами (метаморфические перидотиты, или тектониты) (Nicolas, Jackson, 1972) и тесно ассоциирующие с габбро и кумулятивными перидотитами (кумулатами). Термин «офиолитовые перидотиты» было принято использовать применительно к перидотитам в составе офиолитовой ассоциации пород (шпинелевые перидотиты -лайковый комплекс и пиллоу-базальты - глубоководные кремнистые осадки) (Anonymous, 1972), в отличие от «орогенных лерцолитов» («субконтинентальных»), формирующих практически чисто перидотитовые блоки. К настоящему времени утвердилась практика распространять термин «офиолиты» или «фрагменты офиолитового комплекса» и на отдельные типы пород, в связи с чем граница между терминами «офиолитовые шпинелевые перидотиты» и «альпинотипные шпинелевые перидотиты» оказалась довольно размытой. После становления тектоники плит утвердился взгляд на офиолиты как фрагменты литосферы, сформированные в СОХ (Coleman, 1977).

На основе экспериментальных работ шпинелевые перидотиты стали интерпретироваться как реститы от выплавления основных расплавов из вещества примитивной верхней мантии - пиролита (Ringwood, 1975). Механизм плавления мантийного источника принимался равновесным, основным его фактором был принят перегрев глубинного мантийного вещества при его воздымании (адиабатическая декомпрессия), а разнообразие мантийных расплавов объяснялось разными глубинами начала воздымания мантийных диапиров и отделения от них расплавов. Для магматизма в надсубдукционной обстановке отмечалась важная роль флюидов и расплавов, отделявшихся от субдуцируемой пластины.

Хотя интерпретация офиолитов как фрагментов океанической литосферы не была однозначно принята петрологами и геохимиками, обращавшими внимание на вещественное несоответствие океанических и офиолитовых пород (Miyashiro, 1973; 1975; Дмитриев, 1972; 1973; Дмитриев и др., 1972), к тому времени еще не были выявлены надежные геохимические и геологические критерии для разграничения различных тектонических обстановок формирования литосферы океанического типа (Coleman, 1977). Разработка таких критериев выразилась в эмпирических

обобщениях особенностей геохимии базальтов, выплавленнных в различных геодинамической обстановках. Практика установления обстановки формирования офиолитов по составам базальтов стала общепринятой, но обнаружились ее принципиальные недостатки: она неприложима к перидотитам, не ассоциирующим с базальтами; кроме того, ассоциирующие перидотиты и базальты могут быть сформированы в различных обстановках.

Исследование особенностей составов первичных минералов шпинелевых перидотитов позволило эмпирически разделять «субконтинентальные» и «субокеанические» шпинелевые перидотиты по составам клинопироксенов (Kornprobst et al., 1981). Было предположено, что различным обстановкам магматизма свойственен характерный интервал степени частичного плавления мантийного вещества, отраженной в хромистости первичных шпинелидов (Dick, Bullen, 1984). Применение методики ионного зонда в исследовании геохимии первичных минералов перидотитов позволило обосновать механизм непрерывного, или критического плавления мантийного вещества (Langmuir et al., 1977; Johnson, Dick, 1992; Соболев, Шимизу, 1992), а содержание критического расплава для геодинамической обстановки СОХ оценить как 1-3% (Соболев, Шимизу, 1992). Этот же механизм был предположен в качестве доминирующего и для магматизма в надсубдукционной и внутриплитной обстановках (Соболев, 1997). Было установлено, что составы пород и клинопироксенов из альпинотипных шпинелевых перидотитов сильно варьируют по содержаниям и характеру распределения редких и редкоземельных элементов (Vannucci et al., 1991; Piccardo et al., 1993; Rampone et al., 1993; 1995; Rivalenti et al., 1995; Ozawa, Shimizu, 1995; Batanova et al., 1998; 2003; Соболев, Батанова, 1995; Bizimis et al., 2000; Batanova, Sobolev, 2000). Обогащение перидотитов легкими РЗЭ связывается в одних случаях с проработкой вещества субконтинентальной мантии ювенильными флюидами и расплавами в процессе мантийного метасоматизма (Rivalenti et al., 1996), а в других - с участием в процессе магмогенерации флюидов или расплавов, отделяющихся от пород субдуцируемой океанической литосферы (Parkinson, Реагсе, 1998).

Современное состояние исследований. В настоящее время допускается формирование альпинотипных перидотитов в различных обстановках -континентального рифтогенеза, начальной стадии океанического спрединга, СОХ, задугового спрединга, а также преддугового (или междугового) спрединга над зоной субдукции (Bonatti, Michael, 1989; Shervais, 2001), однако отмечается, что установление конкретной обстановки формирования на основании только геохимических дискриминантов пока представляется невозможным (Shervais, 2001). Намечена последовательность геодинамических обстановок магматизма, отвечающая разным стадиям образования океанических бассейнов, и в общих чертах охарактеризованы особенности перидотитов, образующихся на разных стадиях (Bonatti, Michael, 1989). Эволюция мантийного магматизма при заложении и развитии зоны субдукции пока промоделирована лишь в общих чертах и не базируется на минералого-геохимических особенностях шпинелевых перидотитов (Shervais, 2001).

Установлено, что минералогически и геохимически шпинелевые перидотиты из массивов орогенных лерцолитов («субконтинентальные») аналогичны шпинелевым перидотитам из ксенолитов в щелочных базальтах и базальтоидах - как

континентальных, так и океанических островов (Rivalenti et al., 1996). В связи с этим !

применять к данным породам термин «субконтинентальные перидотиты» представляется неоправданным. Поскольку формирование этих пород связано с проявлениями внутриплитного магматизма, корректнее обозначать эти породы как «внутриплитные перидотиты». <

Определенные минералогические отличия шпинелевых перидотитов из Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) от аналогичных пород из хребтов Атлантического и Индийского океанов (Constantin et al., 1995; Dick, Natland, 1996; ,

Niu, Hekinian, 1997b) позволили разделить геодинамические обстановки быстро- и медленно-спрединговых СОХ. Перидотиты задуговых центров спрединга не обнаруживают петролого-геохимических отличий от перидотитов нормальных сегментов медленно-спрединговых СОХ (Савельева, 1987; Ohara et al., 2002), однако находки этих перидотитов немногочисленны, и изучены они пока недостаточно.

В качестве основных вероятных факторов магматизма, обуславливающих петролого-геохими,ческую специфику шпинелевых перидотитов, сформированных в различных обстановках, в настоящее время принимаются неоднородность мантийного источника, различная потенциальная температура мантийного вещества и, различные механизмы его плавления (декомпрессионное и индуцированное) (Langmuir et al., 1992; Соболев, 1997; Parkinson, Pearce, 1998), однако систематического сопоставления этих факторов для океанических и альпинотипных перидотитов не проводилось. Данные по петрологии и геохимии постмагматических пррцессов в,океанических и альпинотипных перидотитов весьма скудны, особенно в сравнительном аспекте. Разделы, отражающие историю исследования этих процессов, предваряют соответствующие главы работы.

Глава 2. Объекты исследования

Объектами исследования послужили шпинелевые перидотиты, отобранные в пределах СОХ, а также альпинотипные перидотиты из ряда массивов, комплексов и блоков в пределах современных и древних коллизионных зон (Рис.1). i; j Океанические перидотиты

Нормальные сегменты медленно-спрединговых СОХ. Были исследованы шпинелевые перидотиты из зон разломов Атлантис, Хэйс, Вима, Романш, Бонапарта и участка 51°с.ш. в пределах Срединно-Атлантического хребта; перидотиты из зон разломов Оуэн, Витязь, Вима и участка 5°с.ш. в пределах Аравийско-Индийского хребта;, перидотиты из зоны разлома Шака и участка 28° ю.ш. Юго-Западно-Индийского хребта; перидотиты из Срединно-Кайманового центра спрединга. Породы представлены. шпинелевыми лерцолитами, реже клинопироксен-содаржащими шпинелевыми гарцбургитами.

Аномальные сегменты медленно-спрединговых СОХ. Были исследованы шпинелевые перидотиты из Азорского сегмента САХ (зона разлома Океанограф, впадина Пик.в восточной Атлантике), а также из аномального сегмента зоны разлома 15°20'с.щ. САХ. Последний сегмент изучен наиболее детально; аналитические данные получены для 59 местонахождений перидотитов (драг и маршрутов подводных аппаратов). Исследованные перидотиты локализованы как в бортах рифтовой долины САХ южнее и севернее разлома 15°20'с.щ., так и в обоих

бортах трансформного разлома. Породы представлены шпинелевыми гарцбургитами, обычно клинопироксен-содержащими, и шпинелевыми дунитами.

Быстро-спрединговые СОХ. К этой обстановке после исследования отнесены клинопироксен-содержащие шпинелевые гарцбургиты, обнажающиеся на о. Маккуори (юго-запад Тихого океана).

Рис. 1. Местонахождения исследованных перидотитов.

Альпинотипные перидотиты.

Наиболее детально исследованы перидотитовые массивы Восточного Средиземноморья, связанные со структурами Мезозойского океана Тетис. Перидотиты в пределах комплекса Мамония, Кипр, слагают отдельные тектонические блоки и пластины, а также зоны серпентинитовых меланжей. Лерцолиты и гарцбургиты комплекса формируют отдельные блоки, представляющие собой фрагменты литосферы, сформированной в различных геодинамических обстановках (Базылев и др., 1993; Вагу1су, 2003). Формирование гарцбургитов связывается с надсубдукционной геодинамической обстановкой, а формирование лерцолитов - с обстановкой начальной стадии спредиига.

Изученные перидотитовые массивы Сербии расположены в пределах Главного офиолитового пояса Динарид. Массив Сьеницкий Озрен сложен шпинелевыми лерцолитами и плагиоклазовыми лерцолитами. Особенности составов минералов шпинелевых лерцолитов характерны для «субконтинентальных» перидотитов. В массиве Бистрица распространены шпинелевые лерцолиты, местами с прожилками гранатовых пироксенитов (Рореук е1 а1., 1993). Породы минералогически близки к аналогичным породам массива Озрен - лерцолитам внутриплатного типа. Шпинелевые перидотиты массива Златибор по составам первичных минералов соответствуют лерцолитам из медленно-спрединговых срединно-океаннческих хребтов, хотя в породах проявлено нетипичное для океанических перидотитов присутствие акцессорной паргаситовой роговой обманки. Массив Брезовица представляет собой несколько эрозионных останцов от пластины шпинелевых

перидотитов, надвинутых на олистостромовый меланж. В пределах массива развиты шпинелевые гарцбургиты, а также дуниты. Для перидотитов предположено формирование над зоной субдукции (Вагу1е\' е1 а1., 2003).

Родопский массив, Болгария, представляет собой докембрийский блок, окруженный двумя ветвями Альпийско-Гималайской коллизионной системы -Балканской на севере и Динарид-Эллинид на юге. Были опробованы и исследованы все наиболее крупные тела перидотитов массива (37 образцов из 12 отдельных тел). Шпинелевые перидотиты ряда гарцбургит-дунит установлены в перидотитовых телах' верхнего террейна Родопского массива - Жылтый Чал, Яковица, Добромирцы и Первенец. Формирование гарцбургитов тел Добромирцы и Жылтый Чал связывается с надсубдукционной обстановкой, тогда как образование гарцбургитов тел Яковица и Первенец также могло происходить в обстановке СОХ или задугового центра спрединга (Базылев и др., 1999).

Закавказский массив, Грузия, расположен между зоной Большого Кавказа на севере и офиолитовой зоной Малого Кавказа на юге и представляет собой блок допозднегерцинского фундамент в пределах Мезотетиса. Дзирульский блок является одним из выступов, на котором обнажается фундамент, в составе которого среди прочих пород присутствуют перидотиты - серпентинизированные шпинелевые гарцбургиты, формирование которых, вероятно, происходило в обстановке СОХ или задугового центра спрединга. (Закариадзе и др., 1998).

Комплекс Туаркырского поднятия, Туркмения, представлен досреднепалеозойскими магматическими породами фундамента Туранской плиты, выведенными на поверхность в единичных участках в пределах Туаркырского вала. Отнесение комплекса к офиолитам дискуссионно (Панасенко, 1983). Были исследованы перидотиты из кернов скважин (#534 и 535) на юго-восточном погружении Туаркырского поднятия. Породы представлены серпентинитами без реликтов первичных текстур пород. Первичные шпинелиды отличаются повышенной титанистостью при высокой хромистости, что свойственно кумулятивным перидотитам дунит-ортопироксенитовой серии.

, Комплекс мыса Поворотный, Россия, является фрагментом Прибрежного пояса Тайгоноса (Соколов, Бялобжеский, 1996). В составе комплекса преобладают шпинелевые гарцбургиты, более редки шпинелевые лерцолиты, а дуниты, верлиты и оливиновые ортопироксениты представлены лишь отдельными образцами. Все перидотиты комплекса были сформированы в надсубдукционной геодинамической обстановке (Базылев и др., 2001).

Комплекс полуострова Елистратова, Тайгонос, Россия, приурочен к доостроводужному основанию Удско-Мургальской островной дуги (8око1оу е1 а1., 2003)- Массив представляет собой несколько сложно деформированных пластин, являющихся фрагментами тектонически расчлененного литосферного блока. В составе массива присутствуют шпинелевые гарцбургиты и кумулятивные перидотиты, сформированные в надсубдукционной обстановке (БокоЬу е! а1., 2003).

Массив г.Длинной, Пенжинский р-н, северо-восток России, представляет собой наиболее крупное из изолированных бескорневых тел ультраосновных пород среди терригенных пород. Предполагается, что формирование массивных перидотитов (шпинелевых гарцбургитов, реже дунитов) и ассоциирующих брекчий и гравелитов ультраосновного состава происходило во фронте предостроводужной части Удско-

Мургальской островной дуги в результате внедрения на поверхность и последующего размыва серпентинитовых диапиров (Соколов и др., 2000).

Алучинский массив, Россия, относится к тектонически выведенным на поверхность позднепермским (Сурнин, 1990) образованиям в пределах Южно-Анюйской складчатой зоны, разграничивающей Новосибирско-Чукотскую структуру и Колымский массив. В пределах массива выделены три ассоциации -дунит-гарцбургитовая, пироксенит-габбро-верлитовая и габбровая (Лычагин, 1985). Среди изученных пород массива представлены шпинелевые гарцбургиты.

Массив Чаганузун, Алтай, Россия, относится к венд-раннекембрийским офиолитам и представляет собой перидотитовый блок в составе хаотического комплекса, считающегося остатками субдукционного меланжа (Зоненшайн и др., 1990). Исследованные породы представлены сравнительно свежими клинопироксеновыми шпинелевыми гарцбургитами.

Перидотиты Комплекс о.Гиббса рассматриваются как компонент фундамента недавно активной вулканической дуги Южно-Шетландских островов в составе 1екгонического коллажа из фрагментов разновозрастных (от средней юры до позднего неогена) островодужных комплексов (Силантьев и др., 1997). Исследованные перидотиты представлены метадунитами и антигоритовыми серпентинитами, развивавшимися по оливиновым ортопироксенитам.

Были исследованы также отдельные представительные образцы шпинелевых перидотитов из ряда массивов Урала и Камчатки, а также желоба Тонга.

Глава 3. Методы исследования

Породы исследовались в прозрачно-полированных шлифах в плоском и поляризованном свете, а также в отраженном свете. Для анализа пород в работе использованы рентгено-флуоресцентный метод (более 400 анализов), метод атомной абсорбции (165 анализов), метод индукционно связанной плазмы (60 анализов), для анализа минералов - рентгеноспектральный микроанализ (более 10000 анализов) и масс-спектрометрия вторичных ионов (60 анализов). В работе применены методы петролого-геохимического моделирования частичного плавления мантийного вещества, физического моделирования остывания мантийного вещества при подъеме в осевых зонах СОХ и вне их, термодинамического моделирования межминеральной диффузии и температур закрытия обменных реакций, петролого-геохимического моделирования фракционной кристаллизации расплавов и флюидов, петролого-геохимического моделирования взаимодействия порода-флюид, а также термодинамического моделирования взаимодействия порода-морская вода.

Глава 4. Степень плавления, механизм плавления и отделения расплава

Представление о шпинелевых перидотитах как о ряде, отражающем различную степень частичного плавления мантийного источника, сложилось в результате исследования петрохимии, геохимии и минералогии ксенолитовых, альпинотипных и океанических перидотитов (Carter, 1970; Maaloe, Aoki, 1975; McDonough, 1990; Jagoutz et al., 1979; Рингвуд, 1981; Dick et al., 1984; Shibata, Thompson, 1986; Arai, 1987) и было обосновано установлением корреляций между характерными параметрами состава пород, первичных минералов в них и содержаниями первичных минералов в породах. Использование хромистости первичного

шпинелида (Cr#, Cr/(Cr+Al)) перидотитов как основного параметра, отражающего степень частичного плавления мантийного источника (Dick, Bullen, 1984; Базылев, 1989; Hellebrandt et al., 2000) наиболее удобно при сопоставлении перидотитов, формировавшихся в различных обстановках. Величина хромистости шпинелида может быть рассчитана по валовым составам пород, при этом корреляция является единой для разных обстановок и устойчивой при метаморфической перекристаллизации пород (Базылев и др., 1993; Bazylev, 1998; Базылев и др., 1999): -1п[Сг/(Cr+Al)]sP[= 0.424*[-1п(Сг/Сг+А1)порояа]1,715 (1).

Хромистость шпинелида может быть также оценена по величине Al203/Mg0 в породе, соответствующая зависимость (Базылев, 1995) более удобна при интерпретации экспериментальных данных:

-ln(Cr#)=15.15*[(AI203/Mg0)n„p]080 (2).

Соотношения (1, 2) применимы только к реститовым перидотитам. В качестве петрохимических критериев реститовой природы шпинелевых перидотитов можно использовать эмпирические пределы вариаций ряда петрохимических параметров, свосТвенные мантийным реститам (Bazylev, 1998; Базылев и др., 1999):

Величина отношения FeO/SiCb варьирует в пределах 0.170-0.202 (3).

Величина отношения Cr203/Si02 варьирует в пределах 0.0065-0.0119 (4). Величина отношения Са0/А1203 не превышает 2.0 (5).

Для океанических шпинелевых перидотитов из нормальных сегментов СОХ установлена корреляция между средней хромистостью первичного шпинелида в них

1 10 100 Уз, см/г

Рис.2. Корреляция средней хромистости первичных шпинелидов (Сг#) в океанических шпинелевых перидотитах с полной скоростью спрединга (по (Базылев, Силантьев, 2000а), с изменениями и дополнениями). Полная скорость спрединга по данным (Галушкин, Ушаков, 1978; ПеМйБ et а1„ 1990).

Степень близости к трансформному разлому оказывает сравнительно небольшое влияние на величину степени частичного плавления по сравнению со скоростью спрединга. В обстановке медленно-спрединговых хребтов (с полной скоростью спрединга до 50 мм/год) хромистость первичных шпинелидов в мантийных перидотитах варьирует в пределах 0.11-0.45, а в обстановке быстро-спрединговых

хребтов (с полной скоростью спрединга выше 70 мм/год) - в пределах 0.35-0.55. Шпинелевые перидотиты геохимически аномальных сегментов СОХ (Азорского, 15°20'с.ш. САХ, 2-4° с.ш. САХ, Буве) отклоняются от этой корреляции, обнаруживая высокую степень плавления, не обусловленную скоростью спрединга. Хромиетость первичных шпинелидов в этих перидотитах варьирует в пределах 0.36-0.68.

Шпинелевые перидотиты из задуговых центрах спрединга характеризуются умеренной хромистостью шпинелида - 0.19-0.39 (Савельева, 1987; Лазько, Гладков, 1989; Ohara et al., 2002), а базальты из этих центров отделялись от реститов с хромистостью шпинелидов 0.3-0.5 (Arai, 1994). Хромистость шпинелидов в преддуговых гарцбургитах варьирует в широких пределах - 0.31-0.83 (Савельева, 1987; Bloomer, Hawkins, 1983; Ishii et al., 1992; Говоров и др., 1996). Составы шпинелидов в островодужных базальтах свидетельствуют о еще более значительных вариациях хромистости шпинелида в реститовых перидотитах - 0.1-0.9 и выше (Arai, 1994). Таким образом, хотя величина степени частичного плавления мантийного источника в различных геодинамических обстановках, отраженная в хромистости первичных шпинелидов в реститах, варьирует в характерных интервалах, эти интервалы довольно значительны и сильно перекрываются (Рис.3), что не всегда позволяет по величине хромистости первичного шпинелида однозначно определить обстановку формирования перидотитов.

0,8

0,6

0,4

0,2

Сг# Spl

Внутриплатная

Начального спрединга

Медл -спред СОХ

Быстро-спред СОХ

Аномальных сегментов СОХ

Задугового Лреддуговая и спрединга островодужная

Геодинамические обстановки магматизма

Рис.3. Интервалы хромистости первичных шпинелидов в мантийных шпинелевых перидотитах, сформированных в различных геодинамических обстановках.

Однородность степени частичного плавления мантийного источника. В

соответствии с моделями дскомпрессионного плавления, литосферная мантия под СОХ должна отличаться сравнительной однородностью степени частичного плавления мантийных перидотитов, слагающих верхние 25 км океанической литосферы (Ьа^тшг е1 а1., 1992). Независимо от конкретной модели, значительная разница в степени частичного плавления (порядка 5%) должна проявляться лишь для пород, различающихся по глубине залегания более чем на 10 км. Степень частичного плавления мантийных шпинелевых перидотитов может быть оценена по величине хромистости первичного шпинелида в них (НеНеЬгапс! е! а!., 2000): Р=10*1п(Сг#)+24 (6),

где F - степень частичного плавления мантийного вещества (%). Анализ оригинальных и литературных данных по 82 опробованным участкам в пределах СОХ позволил заключить, что оцененная по формуле (6) разница между максимальной и минимальной степенью частичного плавления мантийных перидотитов СОХ в пределах локальных участков для всей выборки составляет в среднем 1.9 %. Для альпинотипных (и преддуговых) перидотитов характерна повышенная неоднородность степени частичного плавления по сравнению с перидотитами СОХ, обычно превышающая 4%. По-видимому, это значение можно использовать как граничный критерий для вероятного образования пород в надсубдукционной обстановке при индуцированном плавлении мантийного источника, обусловленном привносом флюида или расплава в систему. Механизм частичного плавления и отделения расплава. Охарактеризованы использующиеся в настоящее время методы моделирования мантийного магматизма, составы мантийных источников, минеральные моды их' плавления, коэффициенты распределения минерал/расплав, вероятные Р-Т параметры мантийного магматизма. Одной из наиболее актуальных задач остается установление коэффициентов распределения минерал/расплав для петрогенных элементов и влияние на их величину температуры и давления.

Влияние давления на распределение глинозема между хромшпинелидом и расплавом было откалибровано по экспериментальным литературным данным (Mysen, Kushiro, 1977; Jaques, Green, 1989; Falloon, Green, 1987;1988; Falloon et al., 1988) с использованием оценки хромистости состава шпинелида по рассчитанному валовому составу рестита (2) до 30 кбар (интерполяция) и выше (экстраполяция) (Базылев, 1-995):

A12Oj pi={1000*(l-Cr#)}0444'°002|,p (7),

где содержание AI2O3 в расплаве в массовых процентах, а давление - в килобарах.

По литературным! экспериментальным данным (Bultitude, Green, 1971; Kushiro, 1972; Mysen, Boettcher, 1975; Bender et al., 1978; Walker et al., 1979; Takahashi, 1986) откалибровано влияния температуры на распределение натрия между клинопироксеном и расплавом (Базылев, 1995):

lnDNa2O=5,425-10850/T (8),

где температура выражена в Кельвинах.

Минералогические -индикаторы механизма плавления. При использовании содержания натрия в клинопироксенах как индикатора обстановки магматизма (Kornprobst et al., 1981) удобно его сопоставлять с хромистостью шпинелида; при этом поля внутриплитных перидотитов и перидотитов нормальных сегментов СОХ хорошо разделяются (рис. 4). Для перидотитов нормальных сегментов СОХ характерно резкое понижение содержаний натрия в клинопироксене с возрастанием хромистости шпинелида от 0.8-1.0 % Na20 до 0.02% и менее, тогда как для внутриплитных перидотитов это понижение проявляется слабее, до 0.5-0.7% ИагО.

Характер изменения содержания натрия в клинопироксене при равновесном плавлении мантийных источников был исследован на основании интерпретации данных серии экспериментов (Jaques, Green, 1980; Falloon, Green, 1987; 1988; Falloon et al., 1988) (Рис.5). Хромистость первичного шпинелида в рестите рассчитывалась по .зависимости (7), содержание натрия в солидусном клинопироксене -по зависимости (8). Сопоставление данных рассчетов с природными данными (Рис.4)

позволяет интерпретировать серии внутриплитных шпинелевых перидотитов как реститы после различных степеней однократного равновесного плавления источника, близкого по содержанию натрия к примитивной мантии, при 8-20 кбар. Механизм плавления при формировании перидотитов нормальных сегментов СОХ не отвечал равновесному, а был близок к фракционному, что соответствует выводам работ (Johnson et al., 1990; Соболев, Шимизу, 1992).

2,5 Тг-

Реститы от равновесного плавления источника MPY при 8-20 кбар

- «

О Перидотиты нормальных

сегментов СОХ • Ксенолиты

в Массивы внутриплитных перидотитов

1,5

2,6

3 -ln(Cr# Spl)

-Г-

0 0,5

Рис.4. Разделение внутриплитных шпинелевых перидотитов и шпинелевых перидотитов нормальных сегментов СОХ по составам клинопироксенов и шпинелидов (штриховая линия) (Базылев, 1995; с изменениями и дополнениями).

Минералогия реститов от равновесного плавления источников MPY-87,90 определена по составам расплавов. Массивы внутриплитных перидотитов - Озрен, Бистрица, Забаргад, Бальмучия, Бальдиссеро, Ронда, Уайт Хиллс, Тинакуилло, Эльденыр.

Предположено, что совместное нахождение перидотитов с высоко-натровыми (внутриплитных) и низко-натровыми (океанических) клинопироксенами в пределах одного блока характерно для массивов типа пассивных континентальных окраин, или начального океанического спрединга - Иберийской окраины (Evans, Girardeau, 1988; Kornprobst, Tabit, 1988; Agrmier et al., 1988), Мамонии (Базылев и др., 1993; Базылев, 2003), Ронды. Эта черта состава соответствует петрогенетической модели рифтогенеза (Bonatti, Seyler, 1987; Bonatti, Michael, 1987), согласно которой смена щелочного магматизма толеитовым приурочена к начальным стадиям спрединга. Таким образом, в этой обстановке мантийный источник претерпевал как равновесное плавление, так и плавление, близкое к фракционному.

Содержания натрия в клинопироксенах из шпинелевых перидотитов геохимически аномальных сегментов СОХ закономерно и значительно увеличиваются с повышением хромистости сосуществующего шпинелида (Рис.5). Характер тренда свидетельствует о том, что в этой обстановке плавление мантийного источника происходит в системе, открытой для привноса компонента, обогащенного натрием.

В клинопироксенах из альпинотипных лерцолитов (кроме внутриплитных и перидотитов начальной стадии спрединга) в целом отмечаются невысокие содержания натрия (ниже 0.6% ШгО). С повышением хромистости шпинелида

содержания натрия в клинопироксенах несколько понижаются, однако не так резко, как в перидотитах из нормальных сегментов СОХ, или несколько повышыются в наиболее истощенных гарцбургитах. Представляется, что модель близкого к фракционному плавления источника типа примитивной мантии (приложимая к перидотитам нормальных сегментов СОХ) к преобладающей части альпинотипных перидотитов неприменима.

V -

1 ■

8 0,8 н (б 2

* 0,6 О.

о ,, г

о Л

Перидотиты геохимически аномальных сегментов СОХ

,.о 0,5 1 1,5 2 2,5 -1п(Сг# Эр!)

. Рис.5. Изменение содержаний натрия в клинопироксенах с изменением хромистости щпинелида в перидотитах геохимически аномальных сегментов СОХ.

• .Установлено, что шпинелевые перидотиты, образованные в различных геодинамических обстановках, формируют в пределах оливин-шпинелевой мантийной области (ОБМА) (Аш, 1987) локальные поля, отчасти не перекрывающиеся. Перидотиты из нормальных сегментов СОХ формируют довольно Ограниченную область (Рис.6), локализованную вдоль тренда

• • Мф 01=91.584-0.7323*(-1пСг# Бр1) (9).

95 л

г..

,89

Оливин-шпинелевая мантийная область, ОЭМА (Ага1,1987)

у = -0,7323х + 91,584 И2 = 0,4878

0 . 0,5 1 1,5 2 2,5 3 -|П(СГ# Эр1)

Рис.6. Корреляция хромистости шпинелида и магнезиальности оливина в океанических шпинелевых перидотитах.

Шпинелевые перидотиты из геохимически аномальных сегментов СОХ обнаруживают более значительные вариации магнезиальности оливинов, при этом иногда в сериях пород из одной драги проявляется понижение магнезиальное™ оливина с увеличением хромистости шпинелида, которое можно рассматривать как индикаторное для механизма плавления мантайного источника в системе, открытой для привноса расплава.

Во внутриплитных перидотитах с повышением хромистости шпинелида магнезиальность оливина возрастает заметно более резко по сравнению с океаническими. Это различие отражает различные режимы плавления: при фракционном (и критическом) плавлении мантайного источника хромистость шпинелида в рестите возрастает быстрее, чем при равновесном (Hellebrand et al., 2000). Альпинотипные шпинелевые перидотиты на данной диаграмме перекрывают поле океанических перидотатов, обнаруживая частично и более низкую магнезиальность оливина. Для части массивов устанавливается положительная корреляция хромистости шпинелидов и магнезиальное™ оливинов в породах, присущая перидотатам из нормальных сегментов СОХ. Однако для части массивов (Поворотный, Елистратовский, Мамония (гарцбургиты)) проявляется отрицательная корреляция этих параметров, либо магнезиальность оливинов остается на одном уровне в широких пределах вариаций хромистости шпинелидов, что отражает плавление в системе, открытой для привноса расплава.

Петрохимические индикаторы. Вариации параметров Fe/Si и Cr/Si в изохимично метаморфизованных шпинелевых перидотитах, выходящие за пределы, свойственные реститам, могут быть результатом взаимодействия шпинелевых перидотитов с просачивающимся расплавом. Так, присущие части гарцбургитов и большинству дунитов массива Брезовица аномально высокое отношение Fe/Si при реститовом отношении Cr/Si отражают процесс растворения пироксенов в гарцбургитах при их взаимодействии с расплавом (Bazylev, 2003). Другим отражением этого процесса являются отклонения от корреляции мекду хромистостью пород и хромистостью их первичных шпинелидов как следствие незакономерных вариаций соотношения (Opx+Cpx):Spl в перидотитах. Растворение пироксенов сопровождается повышением Сг# пород вплоть до величины Сг# шпинелида (в дунитах, при полном растворении пироксенов). Этот эффект проявлен в гарцбургитах Брезовицы, а также в перидотитах аномальных сегментов СОХ, где составы гарцбургитов и дунитов формируют непрерывное поле (Рис.7). Аномальное обеднение гарцбургитов пироксенами свидетельствует о реакции пород с неравновесным расплавом, то есть о плавлении перидотитов в системе, открытой для привноса расплава.

Величина отношения СаО/А12Оз в рестите определяется главным образом соотношением количеств пироксенов, переходящих в расплав при плавлении мантайного источника. Составы внутриплитных перидотитов обнаруживают стабильное понижение или постоянство отношения СаО/АЬОз в рестите с увеличением степени плавления. Составы преобладающей части альпинотипных перидотитов демонстрируют закономерное увеличение отношения СаО/А12Оз в рестите с увеличением степени плавления, мантийного источника. При плавлении мантийного источника в обстановке нормальных сегментов медленно-спрединговых

СОХ отношение Са0/А1203 (Dick, Fisher, 1984; Dick, 1989) слабо увеличивается, что соответствует тренду составов альпинотипных перидотитов. Таким образом, для внутриплитной обстановки магматизма характерна повышенная степень вхождения в расплав клинопироксена (относительно ортопироксена), а для других обстановок -пониженная. Необычно высокие отношения Са0/А1203, в среднем близкие к 1.5, проявленные в некоторых альпинотипных перидотитах, свидетельствуют об аномально высоком содержании клинопироксена в реститах и о слабом вхождении клинопироксена в расплав при плавлении мантийного источника. Это может быть как результатом плавления в водной системе (Bizimis et al., 2000), типичного для надсубдукционной обстановки магматизма, так и результатом плавления в системе, открытой для привноса расплава.

„ 3 2,5 -

S 2£ , §"1,5 О с"

1 ■

0,5 -

■ Нормальные сегменты СОХ о Аномальные сегменты СОХ в Альпинотипные перидотиты

-Лерцолит-гарцбургитовый тренд

-- Дуниты

-1-1-1-1-1

0 0,5 1 1,5 2 2,5 -ln(Cr#) Spl

Рис.7. Соотношение хромистости пород и их первичных шпинелидов в шпинелевых перидотитах.

Отношение Т1/А1 в неметасоматизированных ксенолитах шпинелевых перидотитов и океанических перидотитах закономерно уменьшается с возрастанием хромистости шпинелида. В некоторых альпинотипных гарцбургитах обнаруживается значительная дисперсия этого параметра, не связанная со степенью частичного плавления. Учитывая широкие вариации титан-алюминиевого отношения в островодужных базальтах из офиолитов (Портнягин, Соболев, 1993), можно использовать широко варьирующие, а особенно повышенные значения этого отношения в реститовых шпинелевых перидотитах как эмпирический индикатор надсубдукционной обстановки магматизма (Базылев и др., 1999).

Геохимия пород. Для численного моделирования магматического процесса пригодны лишь изохимично метаморфизованные объекты, одним из которых является массив мыса Поворотный (Базылев и др., 2001). Содержания средних и легких редкоземельных элементов в породах не коррелируют с хромистостью шпинелида, при этом спектры всех перидотитов, в том числе и кумулятивного верлита, весьма похожи и характеризуются и-образными спектрами с сильным обогащением легкими редкими землями, а также резкими минимумами ниобия и циркония. Это позволяет предполагагь формирование всех перидошюв в результате

плавления мантииного источника (Огаыа, БЫгшги, 1995).

10000

в системе, открытой для привноса расплава

Привносимый расплав ("обогащенный компонент")

Обр. С2312 —Р=0.055, а-0.03, Ь»0.7

--Обр. С2362/1

р=0.18, а-0.16, Ь=0.4 Обр. С2330/4 Г-0.27, а-0.02, Ь=0.8

N6 1.а Се N<1 Ъ Эт в<1 Т1 ТЬ Оу У Ег

Рис.8. Результаты моделирования составов перидотитов комплекса Поворотный плавлением мантийного источника (РМ) в системе, открытой для привноса расплава.

Р - степень частичного плавления, а - количество критического расплаэа, Ь -интенсивность привноса расплава в систему.

Численное моделирование этого процесса позволило оценить относительную степень привноса расплава (5 как 0.4-1.7,. содержание критического расплава при плавлении а как 0.02-0.17, и степень частичного плавления мантийного источника (РМ) как 5.5-27% (Рис.8). Отношение массы привнесенного расплава к массе мантийного источника увеличивалось от 0.038 в лерцолитах до 0.25 в наиболее истощенных гарцбургитах. Обоснован вывод о формировании перидотитов этого комплекса в ходе частичного плавления мантийного источника в открытой для привноса расплава системе в надсубдукционной геодинамической обстановке, что на основании предварительных результатов по геохимии пород предположено также для перидотитов Елистратовского и Алучинского массивов (5око1о\' е1 а1., 2003).

Геохимия клинопироксенов. Судить о характере плавления и отделения расплава от внутриплатных перидотитов позволяют лишь редкие образцы, в которых метасоматическое обогащение не проявлено. Клинопироксены таких перидотитов характеризуются ровными спектрами в области тяжелых и средних РЗЭ и демонстрируют варьирующую степень обеднения легкими РЗЭ относительно тяжелых и средних РЗЭ (ЬЯЕЕП 1-10). Модельные расчеты свидетельствуют о равновесном плавлении мантийного источника при формировании этих пород (Рис. 9), что подтверждает вывод, сделанный на основании вариаций содержания натрия в клинопироксенах.

Составы клинопироксенов в шпинелевых перидотитах из геохимически аномального сегмента зоны разлома 15°20'с. ш. САХ (Базылев и др., 2001) отличаются «ровными» спектрами содержаний РЗЭ (УЬп=0.8-2.5, 8т„=1.0-4.0, Ьа„=0.1-7.0) с сильно варьирующей степенью обогащенности, свидетельствующими о частичном плавления мантийного источника в системе, открытой для привноса вещества.

100 -I

g 10

Клинопироксен РМ

--Внутриплитны* перидотиты, минимум (Stosh.1982; Rlvalenti et al, 1995)

——Массив Бальмучия, среднее (Rivalenti «t al., 1996) ♦ Равновесное плавление DM 4% О Равновесное плавление DM 21% В Равновесное плавление РМ 7% □ Равновесное плавление РМ 23%

Т"

-г

"г"

=т=

I I I

С» Pr Nd (Pm) Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb

Рис.9. Составы клинопироксенов из внутриплитных шпинелевых перидотитов.

"Г

Часто наблюдающееся незакономерное обогащение клинопироксенов шпинелевых перидотитов лантаном и церием заставляет в качестве наиболее несовместимого РЗЭ при исследовании процесса частичного плавления использовать неодим. Сопоставление результатов моделирования частичного плавления мантийного источника (РМ) с разными механизмами отделения расплава в гранатовой и шпинелевой фации с реальными составами клинопироксенов из шпинелевых перидотитов (Рис.10) демонстрирует, что некоторые лерцолиты стадии начального спрединга могли быть образованы при равновесном плавления

Ш Аномальный сегмент СОХ

• Нормальные сегменты СОХ

—-Равновесное плавление РМ в Эр1

фации

—- - Фракционное плавление РМ в Бр1 фации

о Перидотиты начальной стадии

спрединга (Мамоиия) д Надсубдукционные (в т.ч.

преддуговые) перидотиты в Задуговой центр спрединга

-Критическое (2%) плавление РМ в вг

фации (до 6%) и далее в 5р| фации

--Критическое (0.1%) плавление РМ в Ог

_фации (до 4%) и далее в Эр! фации

Рис.10. Сопоставление геохимии клинопироксенов из шпинелевых перидотитов (по оригинальным и литературным данным) с данными моделирования частичного плавления мантийного источника (РМ).

Преобладающая часть перидотитов из нормальных сегментов СОХ, перидотитов начального спрединга и перидотитов задуговых центров спрединга была

примитивной мантии в шпинелевой фации.

сформирована в ходе критического плавления в шпинелевой фации источника РМ, претерпевшего перед этим плавление в гранатовой фации (до 8%). Для перидотитов быстро-спрединговых СОХ степень плавления источника РМ в гранатовой фации не превышала 1-2%. Наиболее обогащенные ЛРЗЭ преддуговые и альпинотипные гарцбургиты, а также перидотиты из аномального сегмента 15-20 САХ, не могут быть реститами от Плавления в Системе,' закрытой для привноса вещества. В работе эти выводы подкреплены дополнительными диаграммами, оперирующими также содержаниями титана, циркония и стронция в клинопироксенах.

Состав компонента, привносимого в систему при плавлении. Плавление мантийного источника в системе, открытой для привноса вещества, устанавливается для надсубдукционной обстановки и обстановки аномальных сегментов СОХ. Расплав, привносимый при плавлении в аномальных сегментах СОХ, по результатам моделирования, близок к продукту 0.1% плавления источника РМ в шпинелевой фации (для гарцбургитов из драги 68) 0.1-0.05% частичного плавления источника РМ в гранатовой фации (для гарцбургита из драги 62). В соответствии с рассчитанными параметрами плавления, в систему было привнесено довольно значительное количество расплава: для др.62 - 0.8%, для др.68 - 3.3-5.8% от начальной массы источника. Содержания стронция в клинопироксенах не воспроизводятся моделированием, свидетельствуя о том, что составы привносимых расплавов характеризовались стронциевыми аномалиями, не присущими продуктам плавления источника РМ (Рис.11). Происхождение стронциевых • аномалий в привносимых расплавах и клинопироксенах гарцбургитов связывается с плавлением обогащенного мантийного источника (8оЬо1еу е1 а1., 2000) как продукта рециклинга вещества океанической литосферы.

юоооо

юооо

1000

-Обр. 68-11 -Обр. 68-14 -Обр. 62-10

-Расплав от 0.1% плавления РМ в Эр1 фации -Расплав от0.05% плавления РМ в Ог фации - Внутриплитный расплав, о.Кергелен (ЗсЫапо « а!.. 1994) -Расплав от0.2% плавления источника ММЭ в вг фации (5оЬо!еу И а!.. 2000)

100

Ва ЫЬ 1_а Се Эг № 2х Эт Ей Т1 С>у

Рис.11. Сопоставление составов расплавов, привносимых в систему при плавлении в геохимически аномальном сегменте СОХ, с модельными и природными расплавами.

Природа и неоднородность состава обогащенного компонента, привносящегося в систему прр плавлении мантийного источника над зоной субдукции, объясняются последовательным отделением от субдуцируемой плиты водного флюида и расплава (Данюшевский, 1992). Сопоставление расплава, привносимого в систему для перидотитов мыса Поворотный, с рассчитанными составами надсубдукционного

обогащенного компонента (Parkinson et al., 1992; Ozawa, Shimizu, 1995; Портнягин,1997; Bizimis et al., 2000) обнаруживает, что, в отличие от обогащенного компонента аномальных сегментов СОХ, надсубдукционный компонент не обнаруживает обогащения ниобием относительно лантана и характеризуется негативной титановой аномалией. Обычно свойственная надсубдукционному I

компоненту стронциевая аномалия всегда позитивная. В составе надсубдукционного компбнента также часто проявляются знакопеременные циркониевые аномалии.

Таким образом, допущение механизма критического плавления мантийного источника в системе, закрытой для привноса, в качестве универсального механизма для мантийного магматизма в различных геодинамических обстановках (Соболев, 1997), представляется неоправданным. Фактически разным обстановкам мантийного магматизма оказываются присущи специфические механизмы плавления и отделения расплавов, что во многом определяет геохимическую неоднородность реститовых перидотитов.

Глава 5. Физико-химические параметры магматизма - оценка по постмагматической термальной истории перидотитов

Оцененные по минералогическим геотермометрам субсолидусные «температуры метаморфизма» в большинстве мантийных шпинелевых перидотитов не характеризуют определенный изотермический эпизод метаморфизма, как в случае регионально метаморфизованных пород, а являются температурами закрытия соответствующих обменных реакций между минералами в ходе остывания пород (Dodson, 1973). В частности, значения температуры, оцененные по двупироксеновому Ca-Mg геотермометру (Wells, 1977) и оливин-шпинелевому Fe-Mg геотермометру (Ballhaus et al., 1991), могут отражать скорость остывания пород и использоваться в качестве эмпирического индикатора геодинамической обстановки магматизма и метаморфизма (Dick, Fisher, 1984; Bonatti, Michael, 1987; Parkinson, Pearce,1998; Базылев, Каменецкий, 1998). Для количественной оценки скорости остывания перидотитов и ряда других параметров мантийного магматизма по температурам закрытия обменных реакций в шпинелевых перидотитах была разработана оригинальная методика (Базылев, Силантьев, 2000а).

Физико-химическое моделирование обменных реакций. На основании петрографического исследования пород и опыта микрозондового исследования минералогии перидотитов было принято допущение, что средний диаметр зерен шпинелида в породах составляет 0.3 мм (и средний состав проанализированных шпинелидов в породе отвечает составу центральной части зерен данного размера), а среднее расстояние от точки измерения состава пироксена на контакте Срх-Орх до границы этих фаз составляет 10 мкм. Это допущение, задающее масштаб диффузии, позволяет использовать один из вариантов приближенного решения уравнений Фика, не оперирующий градиентами концентраций (Патнис, Мак-Коннелл, 1983):

Dt/x2« const (10),

где const - величина порядка единицы, D - зависящий от температуры коэффициент взаимодиффузии реакции, t - время, ах- расстояние, на которое диффузия может осуществляться за данное время. Использование температурных зависимостей коэффициентов взаимодиффузии Mg-Fe между оливином и шпинелидом (Ozawa, 1984) и Ca-Mg в пироксенах (Sanford, Huebner, 1979) и оцененных величин

константы в правой части выражения (10) позволяет связать температуру закрытия реакции со временем, так ,что для оценки этих параметров достаточно задать характер остывания пород.

При допущении постоянной скорости остывания ее величина для океанических перидотитов оценена,как цорядка, 0.01 °С/год. а для альпинотипных - от 10"2 до 10'4 °С/год) (Рис.12). Эти оценки сопоставимы с интервалом скоростей остывания альпинотипных перидотитов (10"5+10"2 °С/год), определенным по зависимости расчетных температур закрытия оливин-шпинелевой Ре-Мд обменной реакции от размера зерен шпинелида (Ога\уа, 1984).

1000

900

i 800

700

600

□ Перидотиты СОХ ❖ Альпинотипные перидотиты

800

700

, ЧЛ-t .

Рис.12. Сопоставление

1000

1100

1200

1300 Трр, с

температур закрытия ооменных реакции в природных шпинелевых перидотитах с "рассчитанными для модели постоянной скорости остывания пород (интервал от 0.1 до 10 град/год) (Базылев, Силантьев, 2000а,б).

Принята начальная температура пород 1250°С. Штриховьми линиями ограничена область распределения температур закрытия реакций, отражающая влияние вариаций параметров d (средний размер зерен шпинелида) (от 0.1 до 0.5 мм) и х (среднее расстояние от точки измерения состава пироксена до границы Орх-Срх) (от 5 до 20 мкм).

Модель подъема перидотитов в осевой зоне СОХ. В реальной обстановке магматизма скорость остывания пород, однако, уменьшается со временем. Для оценки реальной скорости остывания пород и влияния различных факторов на температуры закрытия обменных реакций в перидотитах была применена двухслойная модель литосферы в осевых частях СОХ: в пределах верхнего слоя происходит конвективный теплоперенос за счет циркуляции гидротермальных флюидов (принят постоянный геотермический градиент 40°С/км), в пределах нижнего кондуктивный теплоперенос от подошвы литосферы (Т=1250°С) до нижней границы слоя конвективного теплопереноса с температурой Т(„ соответствующей максимальной температуре метаморфизма пород из данного участка. Остывание перидотитов в пределах нижнего слоя промоделировано как остывание с поверхности горячего полупространства (Jaeger, 1968) при постоянной температуре его поверхности равной Th. Расстояние теплопереноса для заданной точки уменьшается со временем в зависимости от скорости подъема мантийного вещества V.

Температуры закрытия реакций зависят от величины параметров а0, Т|, и V, однако степень влияния этих параметров неодинакова: решающее значение оказывает величина параметра ао (км) (мощность нижнего слоя литосферы). Величина этого параметра (для скорости подъема мантийного вещества 3.2 см/год) выражается через температуры закрытия обменных реакций (Трр и Т05, °С) и Th °С следующим образом:

log(a0)=6.57-4*10-4*Th-0.0059*Tpp ' (11),

' log(a0)=7.86-7*10"4*Th-0.0087*Tos ' (12).

Разработанная модель позволяет также рассчитать время, необходимое для достижения породами температуры закрытия двупироксеновой обменной реакции (tq) при остывании:

tq= 3,265*10"" /ехр(-43400/(Трр+273)) (13),

где tq - в годах, а Трр - в градусах Цельсия.

Для перидотитов, поднимающихся вне осевой зоны СОХ, остывание Носит более сложный характер, однако разница температур закрытия обменных реакций в них не опускается ниже 150°С (за исключением ряда вариантов с Th>700°C), и мощность зоны кондукгивного остывания пород может быть оценена с использованием тех же зависимостей, что и для перидотитов осевой зоны СОХ.

Магматизм в надсубдукционной обстановке. В качестве одного из факторов надсубдукционного мантийного магматизма, помимо декомпрессионного плавления, выступает привнес в породы мантийного клина флюидов или расплавов, поступающих снизу от дегидратирующейся субдуцируемой литосферной пластины (Parkinson, Реагсе, 1998). Тем не менее, модель остывания мантийных реститов в осевых зонах СОХ приложима и к породам, не испытывающим воздымания после отделения расплава, однако лишь к тем, для которых разность между температурами закрытия двупироксеновой и оливин-шпинелевой обменных реакций превышает 100-110°С (что является следствием их непрерывного остывания). Для альпинотипных перидотитов мощность верхнего слоя литосферы принималась одинаковой и равной 13.8 км (из допущения Th=550°C и градиента 40°С/км).

Строение литосферы и особенности магматического процесса СОХ. Из результатов расчетов следует, что средняя мощность нижнего слоя литосферы под осевой зоной СОХ составляет 4.4 км и варьирует от 0.8 до 6.6 км (исключая западный фланг зоны разлома Романш в Атлантике). Закрытие двупироксеновой обменной реакции происходит в среднем через 35 тыс. лет после отделения расплава от пород. За это время перидотиты остывают в среднем на 250°С и оказываются удаленными от области отделения расплава в среднем на 1.1 км. Таким образом, нижняя часть океанической литосферы характеризуется крайне высоким геотермическим градиентом - порядка 250°С/км. Давление при закрытии двупироксеновой обменной реакции в перидотитах СОХ ниже давления отделения последних порций расплава от этих пород на величину порядка 0.3 кбар. Полная мощность литосферы в осевых частях СОХ составляет в среднем 19 км и варьирует от 11.4 до 23.3 км (за исключением западной части зоны разлома Романш, где суммарная мощность литосферы оценивается в 33 км). Полученные оценки мощности литосферы в осевых частях СОХ сопоставимы с допускающимися в настоящее время как по геохимическим (Niu, Batiza, 1991), так и по геофизическим данным (Neuman, Forsyth, 1993). При допущении скорости подъема перидотитов

равной половине полной скорости спрединга, перидотиты СОХ обнажаются на океаническом дне в среднем через 1,4±0.5 млн. лет после отделения от них расплава. Исходя из оцененной мощности литосферы, давление при отделении последних порций расплавов от шпинелевых перидотитов СОХ варьирует от 3.9 до 7.6 кбар (для зоны западного Романша - 10.6кбар), что отвечает интервалу оценок, полученных на основании изучения распйавных включений в минералах океанических базальтов (4+15 кбар, Sobolév, Dmitriev, 1989).

Две геодинамические обстановки мантийного магматизма спредингового типа. Альпинотипные перидотиты тяготеют к двум различным областям, для каждой из которых проявляется "обратная корреляция давления при отделении расплава и хромистости первичного шпинелида (Рис.13). Часть из них попадает в поле перидотитов СОХ или на продолжение океанического тренда в область больших давлений, однако существенная часть альпинотипных перидотитов по соотношению этих параметров не имеет аналогов среди перидотитов СОХ. Эти две области характеризуют два типа строения литосферы, различающиеся характером изменения степени истощенности перидотитов с глубиной, а также отражают две различные геодинамические обстановки мантийного магматизма.

Первая обстановка соответствует переходу от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу. Мантийный источник близок по составу к примитивной мантии РМ (Cr# Spl ниже 0.10). Лерцолиты с признаками наименьших степеней плавления (Сг# Spl ниже 0.20) и наибольших глубин отделения последних порций расплава (8-13 кбар) были сформированы во внутриплитной обстановке (напр., Озрен), обстановке начального спрединга (Мамония) и обстановке медленно-спрединговых СОХ (или задугового спрединга) (напр., Златибор). Перидотиты с признакими более высоких степеней плавления (Cr# Spl 0.20-0.53) и меньших давлений отделения расплава (4-8 кбар) формировались в геодинамической обстановке нормальных сегментов СОХ или задугового спрединга.

0,8

010,6 -ю

0,2 -

♦

♦ ♦♦♦

♦пр ♦

□ □

□ Перидотиты нормальных сегментов СОХ

♦ Альпинотипные перидотиты океанического типа

♦ Альпинотипные перидотиты надсубдукционного типа

-&EL

РМ

-1-1-1-г—-1

О 5 10 15 20 25 Р, кбар

Рис.13. Корреляция хромистости шпинелидов в океанических и офиолитовых шпинелевых перидотитах с рассчитанным давлением при отделении последних порций расплава Р.

—.

Вторая обстановка маркирует надсубдукционный магматизм. При наименьшей степени плавления (Сг// 0.20-0.35) и наибольшей глубине (15-19 кбар) реститы представлены лерцолитами и клинопироксеновыми гарцбургитами, при большей степени плавления (Cr# Spl 0.45-0.75) и меньшей глубине (7-13 кбар) -бесклинопироксеновыми (при температуре солидуса) гарцбургитами, наиболее 1

типичными для офиолитов. Для этих перидотитов можно предполагать образование 1

как в обстановке преддугового спрединга, так и собственно в островодужной обстановке. Повышенная хромистость шпинелидов в перидотитах, сформированных в данной обстановке, связывается с механизмом индуцированного плавления мантийного источника (т.е. в системе, открытой для привноса).

Различие двух генеральных обстановок мантийного магматизма отражается и в оцененных составах расплавов, отделявшихся от мантийных перидотитов. Содержание глинозема в последних порциях расплавов, отделявшихся от перидотитов нормальных сегментов СОХ, составляло 14.4-18.7 масс.%, от альпинотипных перидотитов океанического типа 14.2-17.7%, от альпинотипных перидотитов надсубдукционного типа 9.1-14.9 % А1203.

По соотношению степени истощенности и расчетного давления отделения последних порций расплава перидотиты из аномальных сегментов СОХ занимают промежуточное положение между областями, характеризующими магматизм нормальных сегментов СОХ и надсубдукционный магматизм. Их высокая степень истощенности не связана с высокой скоростью спрединга и обусловлена привносом расплава в систему. Представляется, что различие между геодинамическими обстановками магматизма аномальных сегментов СОХ и надсубдукционной проявляется на количественном уровне - по соотношению вкладов декомпрессионного и индуцированного плавления в магматический процесс. Для надсубдукционного магматизма влияние фактора открытой для привноса магматической системы является более сильным, чем для магматизма аномальных сегментов СОХ, о чем свидетельствуют и результаты модельных расчетов.

Глава 6. Особенности термальной истории альпинотипных перидотитов

Температуры закрытия обменных реакций, свойственные определенной части офиолитовых перидотитов (с разницей между двупироксеновой и оливин-шпинелевой температурами менее 100°С), не реализуются в моделях, принимающих непрерывное остывание перидотитов после отделения от них расплава.

Возможной обстановкой, в которой достигалось сближение температур закрытия обменных реакций, является остывание перидотитов на некотором глубинном уровне при постоянной температуре вмещающих пород Tq. При допущении исключительно кондуктивного остывания перидотитов его интенсивность будет определяться формой нагретого тела, его размером и Tq. В работе использована зависимость, описывающая изменение температуры по мере остывания горячей пластины (Jaeger, 1968). Скорость остывания различна для областей внутри горячего тела и вблизи его края. В приконтактовой области температура закрытия оливин-шпинелевой обменной реакции в перидотитах довольно быстро достигает значений, соответствующих температуре вмещающих пород, тогда как температура закрытия двупироксеновой реакции понижается значительно медленнее и лишь в центральных частях перидотитового тела. При этом существенное (до 100-110°)

понижение разности температур закрытия обменных реакций, индикаторное для данной обстановки остывания перидотитов, будет отмечаться на расстоянии более чем 0.2 км от контакта при внедрении на уровне 870°С, более чем 0.4 км от контакта - на уровне 820°С, более чем 0.8 км от контакта - на уровне 770°С, более чем 1.6 км от контакта - на уровне 730°С, более чем 3.2 км от контакта - на уровне 690°С (рис.14).

1000

900

S 800 -

700

600

I ♦ Ж.

•j

»Щ CD I L

0,4 KfA

0,2 km

□ Перидотиты COX

❖ Альпинотипные перидотиты

700 800 900 1000 1100 1200 TPP,°C

Рис.14. Расчетные температуры закрытия обменных реакций в шпинелевых перидотитах по модели остывания горячей (1250°С) пластины, внедренной в холодные вмещающие породы.

Пунктирные линии маркируют вариации температур, соответствующие центральной части пластины различной мощности (0.4-6.4 км) (или вдвое меньшему расстоянию от контакта) при разных начальных температурах вмещающих пород. Вертикальные штриховые линии градуируют время (0.01-30 млн.лет), необходимое для достижения породой соответствующих температур закрытия двупироксеновой обменной реакции.

т,°с

1300 1200 -1100 юоо Н

900

800 -I

700

■8000

■4000

—1— о х, m

4000

8000

Рис.15. Распределение температур закрытия обменных реакций в перидотитах, претерпевших повторное нагревание вследствие просачивания глубинного расплава (с температурой 1250°С) (Базылев, Силантьев, 20006).

Для перидотитов исходные температуры закрытия двупироксеновой обменной реакции !'

950°С, оливин-шпинелевой обменной реакции 820°С. 1 - внешняя зона, где Трр не 1

претерпела изменения вследствие локального прогрева; 2 - промежуточная зона с i

пониженной разностью конечных температур закрытия обменных реакций TPP-TOS<100°C; 3 |

- внутренняя зона, в центральной части которой может отмечаться плавление пород или *

признаки их взаимодействия с расплавом. Тг - максимальная температура пород в ходе .

нагревания. Вариант рассчета для времени просачивания расплава 75 тыс. лет и исходной '1

температуры вмещающих пород 800°С. (

Повторное нагревание перидотитов до солидусной или высокой субсолидусной температуры также может приводить к появлению пород с низкой (менее 100°С) разницей между температурами закрытия двупироксеновой и оливин-шпинелевой обменных реакций. Такое нагревание может происходить вдоль путей миграции расплавов. При допущении только латерального кондуктивного I

теплопереноса-изменение температуры перидотитов в пространстве и времени как 1

во время протекания расплава, так и после его прекращения, определяется главным образом начальной температурой вмещающих пород и продолжительностью этапа I

протекайия расплава (Jaeger, 1968). Согласно расчетам, в перидотитах, испытавших |

просачивание расплава, с удалением от канала могут сформироваться три зоны, различающиеся-по величинам температур закрытия обменных реакций. Пример подобной зональности представлен на рис.15.

Выведение на поверхность перидотитов с рассмотренной термальный историей требует анализа возможных механизмов и влияния этих механизмов на температуры закрытия обменных реакций в перидотитах. Основным механизмом, по-видимому, является .тектоническая ремобилизация, в результате которой тело перидотитов претерпевает воздымание с некоторой скоростью, а его остывание происходит за счет латерального кондуктивного теплообмена с вышележащими более холодными |

породами. В работе ■ использованы модели остывания пластины и изометричного 1

тела (Jaeger, 1968) с учетом уменьшения температуры вмещающих пород в соответствии с геотермическим градиентом. Согласно результатам расчетов, ремобилизация оказывают влияние на величину закрытия исследованных обменных реакций лишь при температуре уровня изотермического переуравновешивания перидотитов выше 650°С, и это влияние тем интенсивней, чем выше температура этого уровня и чем меньше скорость ремобилизации. С увеличением расстояния от контакта ремобилизированного блока температура закрытия оливин - шпинелевой обменной реакции резко понижается, а температура закрытия двупироксеновой (

обменной реакции не понижается, пока разница между ними не достигнет 120-200ÖC (Рис.16). !

Максимальная температура закрытия оливин-шпинелевой обменной реакции в |

случае остывания перидотитов вследствие денудации оценивается как примерно *

750°С. При ремобилизации тела в форме пластины со скоростью 0.5 см/год Tos в любой его части, независимо от мощности пластины и исходной температуры, будет ниже 760°С; при скорости 5 см/год - ниже 850°С. Наиболее высокие температуры закрытия оливин-шпинелевой обменной реакции могут отвечать быстрому (10 ^

см/год) подъему изометричного блока. Высокие температуры закрытия оливин- !

шпинелевой реакции в лерцолитах Тамватнейского массива (Дмитренко и др., 1990) в рамках данной модели объяснимы лишь с привлечением механизма

гидротермально-конвективного теплопереноса в процессе ремобилизации перидотитовых тел. Из сопоставления результатов расчетов с реальными размерами блоков и массивов альпинотипных перидотитов можно заключить, что ремобилизация перидотитовых тел происходит, как правило, с довольно высокой у скоростью подъема (порядка 5 см/год).

Рис.16. Расчетные температуры закрытия обменных реакций в шпинелевых перидотитах при воздымании с постоянной скоростью тела, термически уравновешенного с вмещающими породами при их различной температуре (Базылев, Силантьев, 20006).

Сплошные линии маркируют температуры закрытия обменных реакций в перидотитах на различном расстоянии от тектонического контакта для различных начальных температур ремобилизации (750-900 °С). Вариант расчета для пластины при скорости подъема 5 см/год и геотермическом градиенте 30 град/км.

Критерии для определения механизма остывания альпинотипных шпинелевых перидотитов. Рассмотрена информативность характера изменения температур закрытия обменных реакций и степени деплетированности перидотитов с удалением от контакта, а также наличие "горячего" экзоконтакта перидотитовых тел. Двухстадийный механизм остывания перидотитов (и разобщенность магматического и метаморфического этапов эволюции пород) допускается для следующих случаев:

1. Тело сложено однородными по степени деплетированности перидотитами (лерцолитами) с низкой разностью между температурами закрытия обменных реакций (менее 100°С): вероятно остывание пород на глубинном уровне и последующая тектоническая ремобилизация (Забаргад, Лерц, Бальдиссеро).

2. Тело сложено неоднородными по степени деплетированности перидотитами (чаще гарцбургитами), части которых свойственна низкая разность между температурами закрытия обменных реакций (менее 100°С): вероятно остывание после повторного нагревания (Брезовица, Мамония (гарцбургиты), Кемпирсай, Тамватней).

Рассмотренные в данной главе случаи являются индикаторами отделения расплавов и перекристаллизации перидотитов в неспрединговых обстановках, поскольку в литосфере океанического типа остывание перидотитов происходит

непрерывно на любом уровне и на любом удалении от оси спрединга. Первая обстановка соответствует внутриплатной: высокотемпературный изотермический этап объясняется достаточно длительным нахождением перидотитов после отделения от них расплава на постоянном уровне в основании утонченной континентальной литосферы, еще не утратившей своей целостности (Bonatti, Seyler, 4

1987). Вторая обстановка, возможно, соответствует островодужной: порледний магматический этап был связан с плавлением перидотитов (или взаимодействием с расплавом) над областью магмогенерации, в локальных зонах просачивания <

расплавов. Постоянная температура вмещающих пород в течение взаимодействия с ''

расплавами свидетельствует об отсутствии воздымания пород. Это может быть связано с таким этапом надсубдукционного магматизма, когда его ведущим фактором является не декомпрессионное плавление, а флюидная проработка вещества мантийного клина.

Глава'-7. Мантийный метасоматизм

Типичными обстановками проявления мантийного метасоматизма являются внутриплитная и надсубдукционная обстановки, где индикаторами модального метасоматизма являются флогопит и паргасит (керсутит) (Ernst, 1978; Bonatti et al., 1986; Arai, 1986; Wilkinson, Le Maitre, 1987; Àbe et al., 1998; Parkinson, Pearce, 1998). Возможными агентами метасоматизма считаются водный или карбонатный флюид, а также силийтнкй или карбонатный расплав (Menzies et al., 1987; Eggler, 1987; Navon, Stolper,11987; Bodinier et al., 1990; Yaxley et al., 1991; Hauri et al., 1993).

Проявления метасоматизма в шпинелевых перидотитах СОХ. «Скрытый» метасоматизм, г связанный с магматическими прожилками и дайками, секущими шпинелевые .перидотиты, исследован в последние годы в нормальных сегментах СОХ (Cannat et al., 1995), в аномальных сегментах СОХ (Cannat et al., 1992),.а также быстро-спрединговых СОХ (Constantin et al., 1995). Однако, помимо скрытого метасоматизма, океаническим шпинелевым перидотитам оказывается свойственен и модальный метасоматизм, проявленный в кристаллизации, в породах флогопита и роговой-обманки (Bazylev et al., 1999; Базылев и др., 2001). В отличие от скрытого метасоматизма, модальный метасоматизм часто проявляется в породах, не содержащих,, магматических прожилков или даек. Метасоматический амфибол кристаллизуется, либо в виде мелких рассеянных зерен, либо в виде почти мономинеральных амфиболовых прожилков. Флогопит кристаллизуется в форме редких рассеянных,,,зерен, иногда-достигающих 0.5-мм. Выделяются низко- и высокотитанистые метасоматические минеральные ассоциации. \

Высокотитанистые ассоциации перидотитов (с содержаниями 1.6-2.3 масс. % I

ТЮ2 во флогопитах и 1.3-2.7 масс. % ТЮ2 в амфиболах) включают ортопироксен с ,

содержаниями титана до 0.22-0.25 масс.% ТЮ2 и изредка хромшпинелид с I

содержаниями, титана порядка 1 масс.% ТЮ2. Флогопиты отличаются, высокой "

магнезиальностью Mg# 93.2-93.7 и умеренными содержаниями хрома (0.2-0.6 масс. % Cr2Q3). Роговые обманки отличаются высокой магнезиальностью (Mg# 91.6-92.5), повышенными содержаниями хрома (0.5-2.0 масс. % Сг203) и довольно высокими ,

содержаниями калия (0.36-0.54 масс., % К20). Ассоциирующие ортопироксены обеднены глиноземом (1.1-1.4 масс. % А1203), хромом (0.2-0.3 масс. % Сг203) и кальцием (0.5-0.8 .масс. % СаО). В диоритовых прожилках, секущих перидотиты, I

также представлены высокотитанистые (2.6-4.3 масс. % ТЮ2) биотиты, железистые (МйИ 56-82) и низкохромистые (0.0-0.10 масс. % Сг2Оэ), ассоциирующие с роговой обманкой, плагиоклазом, ильменитом, апатитом и цирконом. Первичная бурая магматическая роговая обманка диоритов отличается низкой магнезиальностью (М^ 53-58), высоким содержанием титана (2.4 масс. % ТЮ2) и повышенным содержанием калия (0.41-0.47 масс. % К20), а также отсутствием хрома.

Низкотитанистые ассоциации включают ортопироксен, клинопироксен и хромшпинелид. Флогопиты (0.03-0.62 масс. % ТЮ2) характеризуются высокими содержаниями хрома (0.65-1.6 масс. % Сг203). Роговые обманки из рассеянных зерен (менее 0.7 масс. % ТЮ2) - магнезиальные и высокохромистые, с сильно варьирующими и в целом пониженными содержаниями калия (0.05-0.96 масс. % К20). В сосуществующих ортопироксенах содержание глинозема понижается до 0.71.9 масс. %, хрома до 0.1-0.7 масс. %, кальция до 0.34-1.12 масс. %. В сосуществующих клинопироксенах содержание глинозема понижается до 0.8-2.0 масс. %, хрома до 0.15-1.1 масс. %. Ассоциирующие шпинелиды отличаются высокими содержаниями глинозема (более 20 масс. % А1203) и магния (более 11 масс. % М§0) и низкой степенью окисления железа (отношение (Ре3+/(Сг+А1+Ре3+) не превышает 0.060). Содержание титана в шпинелидах не превышает 0.35 масс. % ТЮ2. Роговые обманки из амфиболовых прожилков варьируют по составам. Характерна зональность прожилков: от центров к их краям и далее к рассеянным зернам и ламеллям содержание титана в амфиболе резко понижается, содержания глинозема и калия понижаются менее резко, а содержания хрома и магнезиальность возрастают.

Параметры кристаллизации метасоматических слюд и роговых обманок в составе разных ассоциаций в шпинелевых перидотитах довольно близки: температура варьировала от 1000°С до 870-950°С, давление при кристаллизации не превышало 6 кбар. Фугитивность кислорода при метасоматизме не превышала величины на 1,2 лог. единицы большей, чем буфер (УМ.

Показательность содержаний титана в минералах. Титан имеет довольно низкий коэффициент распределения между водным флюидом и силикатным расплавом (Керр1ег, 1996). Это означает, что лишь небольшое количество богатых титаном минералом может кристаллизоваться из флюида, тогда как последующие порции кристаллизующихся минералов должны быть резко обеднены титаном, а высокие и стабильные содержания титана в метасоматических минералах могут рассматриваться как индикатор расплавной природы метасоматизирующего агента.

Количественная оценка этого критерия была произведена с учетом вариаций содержаний ТЮ2 в первичном клинопироксене шпинелевых перидотитах СОХ. Максимальное содержание титана в неметасоматической роговой обманке определяется максимальным содержанием титана в клинопироксене (при данной хромистости первичного хромшпинелида) и коэффициентом распределения НЫ/Срх для титана (=4.7). На диаграмме рис.17 исследованные низкотитанистые роговые обманки попадают в метаморфическое поле, а высокотитанистые - ложатся вне его, свидетельствуя о значительном привносе титана в систему в ходе кристаллизации этих амфиболов. Аналогичная диаграмма, построенная для флогопитов из шпинелевых перидотитов на основе коэффициента распределения РЫ-НЫ для

тирана 1.5 (Ьа ТоштеИе й а1., 1995; 1опоу е1 а1., 1997), свидетельствует о привносе титана в систему в ходе кристаллизации высокотитанистых флогопитов.

3,5 -г--------------

3 ■

2,5/ 2-

§ 1,6 Н

0,5 0

О Др.56, зона разлома 15-20 САХ

а Др.62, зона разлома 15-20 САХ

• Др.68, зона разлома 15-20 САХ

Л Зона разлома Вима, САХ (Саппа^ 5еу!ег, 1995)

"г"

2,5

0 0,6 1 1,5 2 2,5 3 -1п(Сг#) вр1

Рис, 17. Вариации содержаний титана в амфиболах (роговых обманках) из океанических шпинелевых перидотитов.

Линиями ограничено поле составов метаморфических амфиболов в перидотитах.

Геохимия метасоматических минералов. Содержания редких элементов и РЗЭ в исследованных роговых обманках сильно варьируют (Рис.18) и различаются более чем в 100 раз. Характеры спектров свидетельствуют о разных механизмах кристаллизации амфиболов в перидотитах.

1000

68-8 М

-ч— ----* 68-3 О

» > 68-2 0

62-8 V

-О 62-11 V

-й— -й-й 68-14 Р

Ва № 1.а Се Эг N(1 Эт Ь Ей П Оу У

Рис.18. Содержания редких и редкоземельных элементов в магматических и метамоматическях'ро'говых обманках.

О -'' рассеяйные зерна в гарцбургитах, М - магматическая роговая обманка из диоритового Прожилка, V - амфиболовые прожилки в гарцбургитах.

, Флогопиты обнаруживают высокие содержания ЫЬ и НРЭ элементов при низких содержаниях редкоземельных элементов и близкие характеры спектров; по

сравнению с биотитами из диоритовых прожилков, рассеянные флогопиты гарцбургитов отличаются пониженными содержаниями всех измеренных элементов.

Метасоматизм под воздействием расплавов. Наиболее надежно составы расплавов, имеющих отношение к метасоматизму, устанавливаются для перидотитов из драги 68: это последняя порция расплава, отделявшегося от перидотитов на заключительной стадии их плавления (расплав M68-l,(La/Sm)N=10.1, оцененный по составам первичных клинопироксенов); просачивавшийся сквозь еще горячие, хотя и солидифицированные перидотиты расплав M68-2,(La/Sm)N=4.7, состав которого оценен по составам рассеянных высокотитанистых роговых обманок; интрудировавший в перидотиты расплав M68-3,(La/Sm)N=2.0, состав которого оценен по составу бурой роговой обманки из диоритового прожилка.

Численное моделирование процесса фракционной кристаллизации расплава М68-1 (по редким и редкоземельным элементам) свидетельствует о том, что просачивавшийся сквозь перидотиты расплав (М68-2) мог быть производным от него после его 96.0% кристаллизационного фракционирования при следующем соотношении кристаллизовавшихся фаз (в масс.%):

0.376 01 + 0.396 Орх + 0.127 Р1 + 0.082 НЫ + 0.052 Bi + 0.007 Urn - 0.308 Срх (34).

Расплав диоритовых прожилков (М68-3) мог быть производным от М68-1 после 97.7 % его кристаллизационной дифференциации при следующем соотношении кристаллизовавшихся фаз (в масс.%):

0.048 01 + 0.713 Орх + 0.150 Р1 + 0.068 НЫ + 0.062 Bi + 0.007 Ilm - 0.522 Срх (15).

По результатам расчетов, фракционная кристаллизация расплава сопровождалась растворением клинопироксена. Кристаллизация высокотитанистых слюды и амфибола в исследованных перидотитах связаны с насыщением остаточных расплавов водой, калием и натрием вследствие высоких степеней их кристаллизационной дифференциации, т.е. с механизмом, предложенным ранее в работах (Arai, Matsukage, 1996; Arai et al., 1997).

Метасоматизм под воздействием ювенильного флюида. Составы прожилковых амфиболов из гарцбургитов значительно различаются между собой по уровню содержаний редких и редкоземельных элементов (Рис.18), однако характер спектров свидетельствует о когенетичности этих амфиболов. Значительные вариации содержаний титана в амфиболе в пределах одного прожилка, повышенное содержание хлора в амфиболах и негативная корреляция содержаний титана и хлора позволяют предполагать, что кристаллизация прожилковых роговых обманок происходила из ювенильного флюида, отделившегося от наиболее дифференцированного расплава. В качестве последнего принят расплав М68-3, равновесный с роговой обманкой и биотитом из диоритового прожилка в гарцбургите. Петрографические данные позволяют допустить, что роговая обманка была единственным минералом, кристаллизовавшимся из флюида при его эволюции. В простейшем случае эволюции флюида как закрытой системы кристаллизация из него роговой обманки обусловлена понижением температуры. Значения коэффициентов распределения роговая обманка/флюид для Ti, Sr и Ва были оценены по данным (Keppler, 1996), а для других элементов -экстраполированных до низких давлений данных из работ (Ayers, 1998; Stalder et al., 1998). Эти величины коэффициентов распределения были затем скорректированы до достижения наилучшего соответствия между измеренными составами прожилковых

амфиболов и рассчитанными составами амфиболов, фракционно кристаллизовавшихся с понижением температуры из водного флюида, исходно (при 1000°С) равновесного с магматической роговой обманкой диоритовых прожилков (Рис.19). Несчитанные значения коэффициентов распределения флюид/НЫ (для примерноД(Тб°С, 5 кбар) составляют для РЗЭ и итсрия 0.0128-0.'0147, для N^0.0167, для 7л 0.619,'для И 0.021, для Ва 0.036, для вг 0.12, для 1л 0.0185. Содержание общего растворенного вещества во флюиде оценено как 5.8% при 1000°С и 2.5% при

Ва ЫЬ 1а Се вг N(1 8ш 1х Т1 Оу и У Ег УЬ I

Рис.19. Сопоставление рассчитанных составов амфиболов, равновесных с ювенильным водным флюидом на разных стадиях его эволюции (Р0-Р5) в закрытой системе, с составами прОЖилковых амфиболов из перидотитов. \

Оцененные составы ювенильного флюида на разных стадиях его остывания ''

были использованы для моделирования кристаллизации флогопита из флюида с применением коэффициентов распределения РЫ/НЫ. При расчетах принималось, что кристаллизация амфибола из флюида сменяется кристаллизацией из него флогопита, о чем свидетельствуют стабильно высокие содержания бария в прожилковых амфиболах и сильно варьирующие содержания бария во флогопитах. Результаты расчетов подтверждают это допущение и свидетельствуют о кристаллизации рассеянных флогопитов из более дифференцированного и низкотемпературного флюида по сравнению с амфиболами.

Взаимодействие ювенильного флюида с перидотитами. Повышенные '

содержания хрома в рассеянных низкотитанистых роговых обманках свидетельствуют о химическом переуравновешении флюида с перидотитами. В рассчитанной модели взаимодействия перидотита с водным ювенильным флюидом в

было оценено влияние на состав амфибола разных составов флюида и различных соотношений перидотита и флюида. Последний параметр оценивался по величине X, представляющей собой стехиометрический коэффициент основанной на реальных составах минералов реакции -»

13.7820рх+7.683Срх+ХР1=1.000НЫ+12.8040рх2+7.021 Срх2+0.70901+УРГ (16),

где индексом 2 отмечены составы перекристаллизованных пироксенов, -состав исходного флюида, а ИГ - состав флюида, равновесного с продуктами

800°С.

1000 -I

Я0 (68-8)

62-11 Р5

РЗ 62-8

реакции. Наилучшее соответствие измеренного и рассчитанного составов амфиболов установлено для варианта реакции с гарцбургитом небольшого количества (Х=5) умеренно дифференцированного флюида (около 900°С), что отвечает величине параметра флюид/порода порядка 0.2 (Рис.20). После отделения от расплава и остывания флюид быстро обедняется растворенными компонентами, так что уже после его остывания на 70-100° метасоматизирующий эффект при его взаимодействии с перидотитами практически не проявляется, и наиболее низкотемпературные метасоматические роговые обманки в перидотитах по составу аналогичны метаморфическим (Рис.20).

Проведенное моделирование позволило оценить для ряда элементов величины коэффициентов распределения ювенильный флюид/расплав при 1000°С и 5 кбар. Они составляют 0.0018 для Ьа, 0.0034 для Се, 0.0063 для N4 0.0088 для Бт, 0.01230.0138 для более тяжелых РЗЭ, 0.004 для Ва, 0.0025 для ЫЬ, 0.018 для Бг, 0.0133 для Ъх, 0.0278 для "Л, 0.0035 для П и 0.0171 для У.

Рис.20. Сопоставление рассчитанных составов амфиболов, образующихся при реакции умеренно дифференцированного водного ювенильного флюида (F2) с перидотитом при разных относительных количествах флюида с измеренным составом рассеянного амфибола в перидотите 68-14D и модельным составом амфибола (isochem), равновесного с первичным клинопироксеном этого образца.

Кристаллизация слюды и амфибола приурочена к поздней стадии кристаллизационной дифференциации расплавов, когда перидотиты уже остыли до температуры ниже солидусной. Это не позволяет рассматривать слюду и роговую обманку в метасоматизированных шпинелевых перидотитах СОХ в качестве , возможных источников воды и некогерентных элементов в процессе плавления

мантийных источников: их кристаллизация фактически знаменует завершение магматизма. Источником воды и некогерентных элементов для исследованных проявлений мантийного метасоматизма являлись привносимые в систему расплавы, Ь> образованные при крайне низких степенях плавления мантийного источника,

близкого по составу к РМ или обогащенному мантийному источнику, и сильно обогащенные водой, калием и другими сильно несовместимыми элементами.

1t>CC. НАЦИОНАЛЬНАЯ I

БИБЛИОТЕКА I С Петербург J \ ОЭ 300 «кг |

t I

• Проведенное исследование убедительно доказывает, что метасоматическая стадия эволюции мантийного вещества проявлена не только во внутриплитной и надсубдукционной обстановках, но и в обстановке срединно-океанических хребтов.

Глава 8. Метаморфизм -

Основные черты метаморфизма шпинелевых перидотитов. Применительно к минералогическим особенностям метаморфических ассоциаций перидотитов, условия их перекристаллизации удобно разделять на три интервала: высокотемпературный метаморфизм, отвечающий полю стабильности ортопироксена (соответствующий гранулитовой фации регионального метаморфизма), среднетемпературный метаморфизм, отвечающий полю |

стабильности оливина вне поля стабильности ортопироксена (соответствующий верхам зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фациям 1

регионального метаморфизма), и низкотемпературный метаморфизм, отвечающий полю нестабильности оливина в породах (соответствующий зеленосланцевой и цеолитовой фациям регионального метаморфизма).

Характер метаморфизма. Океанический метаморфизм является результатом перекристаллизации пород под воздействием проникающей в литосферу СОХ морской воды, которая по мере проникновения вглубь нагревается, взаимодействует с породами и изменяет свой состав. Характерными чертами метаморфизма пород /

под СОХ, позволяющими его выделить в качестве особого типа метаморфизма -океанического, или океанического дна (Миясиро, 1976), наряду с другими типами метаморфизма - региональным, контактовым и пр., являются его регрессивный характер, незавершенность перекристаллизации, многостадийность и неизохимичность, степень которой увеличивается с понижением температуры метаморфизма (Миясиро, 1976; Kimball et al., 1985; Базылев и др., 1990; Силантьев, i

1995)„ Эти черты проявляются в частом присутствии в перидотитах реликтов 1

первичных, метасоматических и разных генераций метаморфических минералов, что сильно усложняет задачу установления равновесных минеральных ассоциаций и определения температуры метаморфизма. Исследование метаморфизма, проявленного в алышнотипных перидотитах, не всегда позволяет определить его тип.

Фазовое соответствие и геотермометрия метаморфизма. Для

высокотемпературной термометрии метаморфизма перидотитов применимы двупироксеновый Ca-Mg геотермометр (Wells,-1977), ортопироксеновый Ca-Mg геотермометр (Brey, Köhler, 1990) и ортопироксен-олйвин-шпинелевый А1-Сг геотермометр (Witt-Eickschen, Seck, 1991). Приблизительные оценки температуры океанического метаморфизма перидотитов в среднетемпературной-области можно сделать на основании полей термодинамической стабильности фаз в координатах Р-Т при'допущении вероятных вариаций геотермического градиента под СОХ от 30°/км до. 100°/км. Присутствие тремолита (с оливином) является индикатором температуры метаморфизма не ниже 400°С, присутствие талька (с оливином) - не ниже 500?С, а присутствие метаморфического ортопироксена - не ниже 600°С. ,

Температура' кристаллизации хлорит-содержащих ассоциаций в перидотитах может !

быть оценена по шпинелид-хлорит-оливиновому геотермометру (Базылев и др., 1990), основанному на реакции

Fo+Cchl=Spl+Mg-Chl (17).

Интервал оценок по этому геотермометру для океанических перидотитов составляет 350-760°С (для Р=Р(Н20)=5 кбар). Для этих же ассоциаций может применяться амфибол-хлоритовый Mg-AI геотермометр (Базылев, 1989; Базылев и др., 1990), откалиброванный по шпинелид-хлорит-оливиновому геотермометру с привлечением новых данных, основанный на реакции

Tre + Cchl = Сегш + Mg-Chl (18),

константа равновесия которой рассчитывается как

К(18)=(ам8.сь1/ассы)ЧАГ1Ат/Мё0ЯАт) ' (19).

При расчете константы К(19) рекомендуется рассчитывать содержание октаэдрического алюминия в амфиболе как A1(VI)=0.37*A). Температура амфибол-хлоритового равновесия (ТАС) определяется как среднее из двух значений, использующих разные калибровки:

Тдс 1 (°С)=8162/(5.2109-lnK( 18))-273 (20),

Тас2(°С)=(1ПК( 18)+11,412)/0.0118 (21).

Наиболее высокотемпературные хлориты из перидотитов отличаются низкими содержаниями глинозема (9-10 масс.% A12Oj), с понижением температуры до 510-530°С содержание глинозема в хлоритах возрастает, а при дальнейшем понижении температуры закономерно уменьшается. Это свидетельствует об ограничении стабильности клинохлора в высокотемпературной области метаморфическими реакциями, ведущими к перераспределению глинозема из хлорита в шпинелид и амфибол, а в низкотемпературной области - в высокоглиноземистый лизардит (Caruso, Chernosky, 1979; Chernosky et al„ 1988).

Содержание глинозема в амфиболе, равновесном с хлоритом, закономерно возрастает с температурой, достигая 7.5-8 % А120з в наиболее высокотемпературных ассоциациях. Непрерывное изменение содержаний глинозема в амфиболах с температурой свидетельствует о том, что распад твердого раствора амфибола (актинолит-роговая обманка), экспериментально установленный для сравнительно железистых амфиболов в метабазитах (Spear, 1981) и предполагавшийся также для амфиболов из шпинелевых перидотитов (Kimball et al., 1985), в последних не проявлен. Тренд составов средне- и высокотемпературных амфиболов в перидотитах проявляется как в повышении коэффициента распределения Fe-Mg между оливином и амфиболом с понижением температуры, так и в закономерном понижении содержаний глинозема с понижением температуры кристаллизации. Последняя зависимость численно выражается в виде

ТА(°С)= 10000/(14.88-2.418*1л(хА1203Ат))-273 (22)

для амфиболов с содержанием глинозема выше 2.5 масс.% А120з, а для амфиболов с более низкими содержаниями глинозема - в виде

ТА(°С)= 10000/(13.569-1.0026*1п(хА12С>зАт))-273 (23).

Содержание глинозема в метаморфических хромшпинелидах, ассоциирующих с хлоритом, также закономерно понижается с температурой, и выражается в виде TS(°C)= 10000/( 13.076-1.0206* ln(xAl203Spl) (24)

для шпинелидов с Cr/Fe3+>1, и для шпинелидов с Cr/Fe3+<1 в виде

Ts(°C)=10000/(12.695-0.8994*ln(xAl203Spl) (25).

Следует иметь в виду, что метаморфические шпинелиды с содержаниями глинозема выше 20% А120з, по-видимому, не находились в равновесии с хлоритом.

Выражения (22-25) могут быть использованы для приближенной оценки температуры метаморфизма мантийных шпинелевых перидотитов по составам отдельных метаморфических минералов.

Высокотемпературный метаморфизм. Перекристаллизация пород в условиях амфиболитовой фации и выше рассматривалась как индикатор их неокеанического метаморфизма (Сапп, 1982), однако высокотемпературный (выше 700°С) метаморфизм проявлен в перидотитах многих участков СОХ как в зонах трансформных разломов, так и в бортах рифтовых долин. По крайней мере в трех участках, помимо зоны разлома Ислас Оркадас (Kimball et al., 1985), метаморфическая перекристаллизация перидотитов СОХ начинается при температурах выше 800°С (зоны разломов Атлантис, Океанограф, рифтовая долина Срединно-Кайманового центра спрединга). Шестиминеральная ассоциация (оливин-, ортопироксен-клинопироксен-шпинелид-хлорит-амфибол), соответствующая

моновариантному состоянию системы с термодинамическими параметрами Т, Р и Р(Н20), установленная в перидотитах из зоны разлома Атлантис (Базылев, 1992), дает редкую возможность оценить давление метаморфизма по реакции (Obata, Thopmson, 1981)

Tre+Spl+Fo=Di+En+Chl (26),

а также независимо оценить парциальное давления воды по реакциям

Chl=Fo+En+Spl+H20 (27),

Tre+Fo=En+Di+H20 (28).

Уточненные составы равновесных минералов позволяют определить температуру равновесия как 775±10°С при давлении 8,7 кбар и парциальном давлении воды 6,5 кбар. Глубина кристаллизации данной ассоциации оценивается как 26км, а геотермический градиент в океанической литосфере на данном участке -как 30°/км.

Высокотемпературный океанический метаморфизм и метасоматизм. Основные различия в проявлениях этих процессов в океанических перидотитах сводятся к следующему (Bazylev et al., 1999).

1. Метасоматические ассоциации кристаллизуются при более высокой температуре (870-1000°С, редко до 780°С), чем метаморфические ассоциаций (ниже 920°С, преимущественно ниже 850°С). Метасоматизм протекает при более низкой фугитивности кислорода (ниже 1,2 лог.ед. относительно буфера QFM) по сравнению с метаморфизмом (выше 1,5 лог.ед. относительно буфера QFM). Метасоматически перекристаллизованные шпинелиды являются менее окисленными (Feff ниже 0.060) по сравнению с метаморфическими.

2. Метасоматические минеральные ассоциации отличаются калиевым профилем: обычным является присутствие флогопита, а для большинства амфиболов характерны повышенные содержания калия (выше 0.2 масс.% К20). В составе метаморфических минеральных ассоциаций флогопит отсутствует, а амфиболы характеризуются низкими содержаниями калия (ниже 0.2 масс.% К20). Для метасоматических минеральных ассоциаций характерно совместное нахождение высокотитанистых и низкотитанистых генераций минералов, в метаморфических ассоциациях все минералы являются низкотитанистыми.

3. Интенсивность метасоматической перекристаллизации пород падает с понижением температуры; шпинелиды с содержаниями глинозема ниже 20 масс.%

АЬОз, амфиболы с содержанием глинозема ниже 8 масс.% А120з и хлориты в метасоматических ассоциациях отсутствуют. Интенсивность океанического метаморфизма возрастает с понижением температуры: низкоглиноземистые шпинелиды и амфиболы всегда преобладают над высокоглиноземистыми. Для метасоматических амфиболов характерны значительные вариации магнезиальности при умеренных вариациях содержаний глинозема, отражающие химическое переуравновешивание расплавов и флюида с породами в ограниченном интервале высоких температур. Для метаморфических амфиболов характерны значительные вариации глиноземистости и корреляция глиноземистости с магнезиальностью, отражающие взаимодействие близкого к равновесному флюида с перидотитами в широком интервале температур (Рис.21).

-т-г-

80 85 90 95 100 Мд#

Рис.21. Вариации составов метаморфических (зоны разлома Атлантис и Океанограф) и метасоматических (зона разлома 15°20' с.ш. САХ) амфиболов из океанических шпинелевых перидотитов.

Нанесены реперные значения температуры, оцененные по содержанию глинозема в амфиболах.

Эти различия отвечают разным источникам и количествам воды и различным путям ее проникновения в перидотиты при их метасоматизме и метаморфизме. Хотя просачивание флюида сквозь перидотиты должно в конечном счете приводить к полному химическому равновесию между флюидом и породой (Ауеге, 1998) и к неразличимости минералогических проявлений метасоматизма и метаморфизма, фактически в океанических перидотитах этого не происходит. Очевидно, быстрое остывание перидотитов в обстановке СОХ после отделения от них расплавов препятствует установлению полного химического равновесия между метасоматическим флюидом и породами.

Высокотемпературный водный метаморфизм альпинотипных перидотитов. Высокотемпературный метаморфизм, проявленный в лерцолитовых массивах, характеризуется высокой и выдержанной температурой, выдержанностью составов роговых обманок и отсутствием или редкостью амфиболов с содержанием глинозема ниже 10 масс.% АЬОз. Содержания калия в амфиболах могут варьировать от высоких (с амфиболом ассоциирует флогопит) до крайне низких (флогопит

отсутствует). Угасание метаморфизма с понижением температуры свидетельствует о глубинном происхождении водного флюида и о его ювенильной природе. Данный тип метаморфизма отражает финальную стадию мантийного метасоматизма при медленном остывании перидотитов, так что флюид успевал с ними переуравновеситься. Этот тип метаморфизма может служить индикатором формирования перидотитов во внутриплитной обстановке или обстановке начального спрединга (Bazylev, 2003).

Высокотемпературный метаморфизм, проявленный в преддуговых перидотитах и некоторой части альпинотипных перидотитов (Parkinson et al., 1996; Ozawa, 1988; Ozawa, Shimizu, 1995), характеризуется широким проявлением амфиболовой минерализации, значительными вариации составов амфиболов от высокотемпературных до среднетемпературных, варьирующими содержания калия в амфиболах (0-1 масс.% К20) и иногда присутствием флогопита. В качестве источника водного флюида для этого типа метаморфизма предполагается субдуцируемая океаническая литосфера, и в этой обстановке, по-видимому, реализуется непрерывный переход от метасоматической перекристаллизации перидотитов (когда флюид еще не переуравновесился с породами) к их метаморфической перекристаллизации по достижении химического равновесия флюида и перидотитов.

Высокотемпературный контактовый метаморфизм, в отличие от океанического, характеризуется завершенностью метаморфических реакций (реликтов первичных минералов в перидотитах обычно не сохраняется) и однородностью составов метаморфических минералов.

Средне- и низкотемпературный метаморфизм. Проявления среднетёмпературного метаморфизма являются типичными для перидотитов СОХ (Базылев и др., 1990; Базылев, Силантьев, 2000а; Базылев и др., 2002), а их отсутствие может считаться редким исключением. При низкотемпературном метаморфизме океанических перидотитов в них кристаллизуются хризотил, лизардит и антигорит: лизардит преобладает, хризотил является достаточно обычным, а антигорит относительно редок (Miyashiro et al., 1969; Aumento, Loubat, 1971; Christensen, 1972; Prichard, 1979). Эти же разновидности серпентинов описаны и в альпинотипных перидотитах.

В процессе серпентинизации океанических перидотитов выделяются три стадии (Базылев, 1989). На первой стадии (петельчатой серпентинизации, или зеленых серпентинов) развиваются желто-зеленый петельчатый серпентин по оливину и желто-зеленый негомоосевой бастит по пироксенам. Серпентины не несут признаков перекристаллизации, зерна магнетита в серпентине редки. Хлорит замещается высокоглиноземистым серпентином. На второй (переходной) стадии серпентинизации развитие серпентинов по первичным силикатам сопровождается перекристаллизацией сформированных ранее серпентинов, обычно с более обильным выделением зерен магнетита. По сравнению с зелеными серпентинами, содержание железа во всех разновидностях серпентинах понижено. На третьей стадии (бесцветных серпентинов) серпентины в породах перекристаллизованы в бесцветные чешуйки и пластинки, характерны многочисленные тонкие прожилки поперечно-пластинчатого серпентина и обильные мелкие зерна магнетита. Развитие серпентина непосредственно по пироксенам приводит к образованию гомоосевых

баститов. Серпентины третьей стадии характеризуются наиболее низкими содержаниями железа. Все отмеченные морфологические разновидности серпентинов являются лизардитами или хризотилами и не содержат примеси брусита. Антигорит в океанических перидотитах развивается, по-видимому, ) преимущественно псевдоморфно по тальку (Базылев, 1997). Особенности

кристаллохимии океанических лизардитов и хризотилов свидетельствуют о проявленном в их составах замещении магния и кремния как двухвалентным, так и трехвалентным железом и глиноземом, преимущественно без образования ^ структурных вакансий (Рис.22).

Рис.22. Составы лизардитов и хризотилов (в пересчете на сумму катионов =10) из океанических шпинелевых перидотитов.

Линии соответствуют вариантам изоморфного замещения в серпентинах. 1 -замещение чермакитового типа 2(А1,Ре3+)=(Мв+81), 2 - замещение Ре2+~Мд, 3 - замещение с образованием структурной вакансии 2(А1,Ре )+\'ас=ЗМ§.

Доля трехвалентного железа в составах серпентинов (Ре3+/Ресум) оценена (по кристаллохимии серпентинов) как выше 0.63 для зеленых серпентинов, выше 0.74 для переходных серпентинов, и выше 0.85 для бесцветных серпентинов. Последовательное понижение содержаний железа в океанических серпентинах по мере их кристаллизации отражает остывание пород в соответствии с принципом фазового соответствия (Перчук, Рябчиков, 1976) для ассоциации серпентин-магнетит.

Различия при средне- низкотемпературной перекристаллизации океанических и альпинотипных перидотитов проявляются в кристаллизации некоторых характерных минералов и минеральных ассоциаций.

Кристаллизация аваруита (№3Ре) в океанических перидотитах, исследованная в шпинелевых гарцбургитах и дунитах из геохимически аномального сегмента зоны разлома 15°20'с.ш. САХ (Базылев, 1997;1998;2000), происходила при 450-570°С и сопровождалась развитием сульфидов (пентландита, хизлевудита) и среднетемпературной метаморфической минеральной ассоциации (оливин-тремолит-тальк-хлорит-метаморфические шпинелиды). Основная реакция.

отвечающая начальной стадии кристаллизации аваруита (гидратация ортопироксена

с образованием талька, оливина, магнетита и аваруита), имеет вид

43(Mgi sFe0 2)Si206+18Н20= 18(Mg2 9Fe01)8ЦО,0(OH)2+14(Mg, gFeo2)Si04+Fe304+Fe (29).

Последующий этап перекристаллизации (ниже 450°С) сопровождался окислением пород вследствие увеличивавшегося привноса воды. При этом происходило окисление аваруита и переход металлического никеля в форму Ni2+, следствием чего явились аномально высокие содержания никеля в сосуществующих метаморфических шпинелидах (треворитах), вторичных диопсидах и серпентинах, непосредственно контактирующих с аваруитом.

Факторами аваруитовой минерализации в шпинелевых перидотитах являются низкая величина фугитивности кислорода в исходных породах и низкое отношение вода/порода (W/R) при метаморфизме. При фугитивности кислорода, составляющей для аваруит-содержащих гарцбургитов 2.4 лог. ед. ниже буфера QFM для температуры 843°С и давления 5 кбар, кристаллизация равновесного с оливином (и ортопироксеном) аваруита становится возможной после остывания пород не менее чем до 650°С (O'Neill, Wall, 1987) при условии незначительного окисления пород флюидом. Максимальное отношение W/R, при котором аваруит может кристаллизоваться в перидотитах, оценено как 0.18 (Abrajano, Pasteris, 1984).

В отличие от сульфидной минерализации в альпинотипных перидотитах, которая, как и аваруитовая минерализация, связывается с перекристаллизацией включений первичномагматического моносульфидного твердого раствора (Lorand, 1985; Rossetti, Zucchetti, 1988; Chaussidon, Lorand, 1990), сульфидная минерализация в океанических шпинелевых перидотитов рассматривается как результат взаимодействия перидотитов с циркулирующими под СОХ флюидами (Базылев, 1989; Силантьев и др., 1992). Об этом свидетельствует отсутствие в породах пирротина и халькопирита, обычных для продуктов замещения моносульфидного твердого раствора. Возможность кристаллизации сульфидов в ходе просачивания морской воды сквозь перидотиты за счет восстановления сульфатов (в ассоциации с оливином, тальком и амфиболом при 500°С) доказана термодинамическим моделированием взаимодействия морской воды с перидотитами (Силантьев и др., 1992).

Гранатовая минерализация в океанических шпинелевых перидотитах не проявлена. Гранат (гроссуляр, иногда с примесью андрадита) в ассоциации с хлоритом кристаллизуется только в плагиоклазовых перидотитах СОХ или в секущих перидотиты габбровых прожилках (Базылев, 1989). В альпинотипных шпинелевых перидотитах акцессорный гранат (андрадит с примесью уваровита) в ассоциации с хлоритом отмечается довольно часто (Базылев, 1989; Силантьев и др., 1997; Базылев и др., 2002). Одним из факторов гранатовой минерализации является отношение W/R: по данным термодинамического моделирования, андрадит присутствует в составе метаморфической минеральной ассоциации перидотитов лишь при крайне низком отношении вода/порода (Силантьев и др., 1992).

Проявления диопсидовой минерализации (по реакции тремолита с оливином ниже 450°С) в океанических шпинелевых перидотитах довольно редки. В альпинотипных перидотитах перидотитах метаморфический диопсид встречается несколько чаще. Вероятно, существенную роль при кристаллизации диопсида играет кинетический фактор: при быстром остывании перидотитов в обстановке СОХ

диопсид не успевает кристаллизоваться в поле своей термодинамической стабильности. С другой стороны, с увеличением отношения вода/порода количество диопсида в породе уменьшается за счет выноса кальция из пород во флюид, особенно интенсивного при температурах около 200°С (Силантьев и др., 1992). Редкость находок равновесного с серпентином диопсида в океанических перидотитах свидетельствует, с одной стороны, о высоком отношении вода/порода при типичной океанической серпентинизации перидотитов, а с другой стороны, о необычно низкой величине этого отношения в тех случаях, когда диопсид все же кристаллизуется.

Проявления оливин-антигоритовой минерализации в океанических шпинелевых перидотитах не установлены: антигорит обычно обнаруживается в безоливиновых породах или неравновесен с реликтовым оливином. В альпинотипных перидотитах равновесная ассоциация оливин-антигорит широко распространена (Hoffman, Walker, 1978; Силантьев и др., 1997; Базылев и др., 1998). С учетом известной кинетической затрудненности кристаллизации антигорита по оливину, отсутствие оливин-антигоритовых ассоциаций при океаническом метаморфизме может быть отражением быстрого остывания пород. Присутствие антигорит-оливиновой ассоциации в альпинотипных перидотитах, таким образом, является индикатором неокеанической обстановки серпентинизации.

Проявления серпентин-бруситовой минерализации являются обычными для альпинотипных гарцбургитов и дунитов, где брусит присутствует либо в составе серпентин-бруситовых агрегатов с субмикронным срастанием фаз, либо в виде отдельных зерен в серпентине (Wicks, Plant, 1977; Штейнберг, Чащухин, 1978). Для океанических шпинелевых гарцбургитов и дунитов обычным является отсутствие ассоциирующего с серпентином брусита (Базылев, 1989; Snow, Dick, 1995); присутствие брусита в перидотитах достоверно установлено лишь в одном месте в пределах СОХ - зоне разлома Кейн (Dilek et al., 1997). Отсутствие брусита в океанических перидотитах объяснялось его растворением при подводном выветривании пород (Snow, Dick, 1995), однако более вероятной причиной этого представляется неизохимичная серпентинизация пород. По данным термодинамического моделирования, с увеличением отношения W/R количество брусита в перидотите закономерно уменьшается, вплоть до полного исчезновения уже при W/R = 6 (при 200°С) (Силантьев и др., 1992). Соответственно, присутствие брусита в альпинотипных перидотитах можно считать индикатором неокеанической обстановки серпентинизации.

Проявления карбонатной минерализации в океанических перидотитах обычно представлены низкотемпературным арагонитом, не ассоциирующим с серпентином (Bonatti et al.,1980; Bazylev, 1996; Blusztajn, Hart, 1996). Для составов арагонитов характерны повышенные содержания стронция (1.00-2.06 % SrO) и натрия (0.10-0.59 % ЫагО) при низких содержаниях железа и марганца. Основным фактором кристаллизации в океанических перидотитах арагонита, а не кальцита, по-видимому, является состав морской воды на начальной стадии ее уравновешивания с перидотитами. Кальцит и доломит в ассоциации с серпентином встречаются в океанических перидотитах исключительно редко. Для альпинотипных перидотитов, напротив, обычным является присутствие в ассоциации с серпентином или среднетемпературными минералами кальцита, доломита или магнезита, тогда как

арагонит в этих породах крайне редок. Это свидетельствует о том, что при метаморфизме альпинотипных перидотитов флюид был существенно обогащен углекислотой по сравнению с флюидом океанического метаморфизма. Таким образом, присутствие арагонита в шпинелевых перидотитах можно считать индикатором этапа изменения этих пород в верхних горизонтах литосферы СОХ, а присутствие кальцита, доломита и магнезита рассматривать как индикатор неокеанической обстановки метаморфизма.

Различия в режиме метаморфизма океанических и альпинотипных перидотитов. Сочетание низкой фугитивности кислорода, свойственной протолиту, и низкого отношение вода/порода как главных факторов кристаллизации аваруита, перидотитах СОХ реализуется при 450-570°С, а в процессе гидратации альпинотипных перидотитов - при 80-200°С (Ьогапс!, 1985). Это различие отражает существенную разницу режимов метаморфизма в разных геодинамических обстановках (рис.23).

Метаморфизм перидотитов СОХ

♦ МетагабброМмфиболит СОХ (Силантьев, Костицын, 1990)

□ Аваруит-содержащие ассоциации i перидотитах СОХ (Базылев, 2000)

Уровень насыщения перидотитов водой (Smldt, Poll, 1998): нижний предел VWR для активной циркуляции флюида

0,001

0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 Т,°С

Рис.23. Вариации отношения вода/порода (W/R) с температурой при метаморфизме мантийных шпинелевых перидотитов (Базылев, 2001).

Стрелками обозначены тренды, отвечающие максимальной и минимальной проницаемости пород океанической литосферы (компиляция данных (Bonatti et al., 1984; Hébert et al., 1990; Базылев, 1992; Snovv, Rcisberg, 1995; Дмитриев и др., 2000; Базылев, СилантьевГ2000))Г1 - диапазон кристаллизации брусита при взаимодействии перидотита с морской водой (Силантьев и др., 1992); 2 - условия кристаллизации аваруита в альпинотипных перидотитах (Lorand, 1985).

Океанический метаморфизм характеризуется крайне высокими отношениями вода/порода при низких температурах, закономерно понижающимися с увеличением температуры. Минералы, характерные для низких отношений вода/порода (аваруит, кальцит, доломит, диопсид) встречаются в перидотитах одних и тех же участков СОХ, где максимальные температуры метаморфизма относительно невелики (порядка 500°С). Таким образом, эти породы маркируют локальные области сравнительно неглубокого проникновения воды в литосферу СОХ и низкой ее проницаемости. На участках СОХ с проявлениями высокотемпературного

метаморфизма отмеченные минералы обычно отсутствуют. Это свидетельствует о глубоком проникновении воды в океаническую литосферу, о пониженной ее проницаемости и о высоких отношениях вода/порода в средне-низкотемпературной области, что собственно и характеризует океанический метаморфизм.

Метаморфизму альпинотипных перидотитов присущи низкие- отношения вода/порода по сравнению с океаническим метаморфизмом, что либо отражает сравнительно низкую проницаемость пород, либо свидетельствует об ином источнике воды, не связанном с океанической водой, и об ином механизме ее поступления в перидотиты (Дмитриев и др., 2000).

Флюидный режим метаморфизма и генерация углеводородов. В областях неглубокого проникновения воды в литосферу СОХ и низких отношений вода/порода режим метаморфизма является породо-доминирующим. Буферирование фугитивности кислорода аваруитом обеспечивает ее крайне низкий уровень - на 4 лог. единицы ниже буфера QFM, при котором практически весь углерод во флюиде присутствует в форме СН4, а не СОг- Восходящие ветви гидротермальных систем, дренирующих перидотиты в этих областях, обнаруживают характерные водородные и метановые аномалии в придонных водных слоях (Rona et al., 1987;1992; Charlou et al., 1991, 1998). Во всех отмеченных районах детальное исследование перидотитов выявляет признаки аномально низкого отношения W/R, но в пределах СОХ такие области редки и локальны, а характерные для океанического метаморфизма высокие отношения вода/порода обеспечивают флюидо-доминирующий режим метаморфизма и повышенную фугитивность кислорода, не благоприятствующую генерации углеводородов. Наиболее благоприятны для генерации углеводородов обстановки метаморфизма альпинотипных перидотитов (Дмитриев и др., 2000) вследствие свойственных им низких отношений вода/порода.

Быстрое остывание перидотитов СОХ после отделения от них расплавов обуславливает небольшую продолжительность их метаморфизма, которая может быть фактором, объясняющим отсутствие в метаморфических ассоциациях перидотитов СОХ антофиллита, метаморфического оливина в ассоциациации с антигоритом и андрадита.

Геохимия метаморфизма. При выведении на поверхность шпинелевые перидотиты последовательно претерпевают отдельные эпизоды перекристаллизации, оказывающие влияние на их химический состав. Обычно геохимические эффекты отдельных эпизодов перекристаллизации накладываются друг на друга, позволяя судить лишь об интегральном эффекте, однако использование специально подобранных образцов или выборок позволяет вычленить один процесс и выявить его геохимическую специфику.

Геохимия выветривания перидотитов СОХ характеризуется инертностью хрома, титана, алюминия и кальция, интенсивным привносом ванадия и фосфора, слабым привносом меди и цинка. Умеренный вынос отмечается для марганца, железа, кремнезема и кобальта, интенсивный вынос - для магния и никеля. Преобладающая часть исследованных океанических перидотитов характеризуется содержаниями фосфора не выше 0.03 масс.% Р2О5 и, таким образом, может считаться практически невыветрелой. Это не позволяет связывать пониженные содержания магния в океанических шпинелевых перидотитах преимущественно с выветриванием пород (Snow, Dick, 1995), как и вынос кальция из них (Casey, 1997).

Эффект карбонатизации океанических перидотитов проявляется в привносе в породы стронция, кальция и углекислоты и практически не изменяет содержаний других элементов. Поскольку содержание в перидотитах некарбонатного стронция по сравнению с карбонатным пренебрежимо мало, влияние карбонатизации на содержания кальция и потерь при прокаливании в породах может быть учтено по содержанию стронция (Вагу1еу, 1996):

Почти половина из океанических шпинелевых перидотитов (по оригинальным и литературным данным) характеризуются повышенными (>20 ррт) содержаниями стронция при среднем его содержании около 140 ррт - более чем на порядок превышающем расчетное первичномагматическое содержание. Это позволяет считать повышенные содержания стронция, проявленные в некоторых альпинотипных шпинелевых перидотитах, индикатором этапа изменения этих пород в верхних горизонтах океанической литосферы.

, Геохимия серпентинизации. Вынос из пород кальция отмечается в породах с содержаниями потерь при прокаливании больше 10 масс.%, при этом по сравнению с альпинотипными перидотитами вынос кальция из океанических перидотитов более интенсивный. В изохимично серпентинизированных альпинотипных перидотитах магнезиальности пород и оливинов коррелируют, а магнезиальность перидотитов СОХ сильно понижена относительно магнезиальности оливинов, демонстрируя типичный и интенсивный вынос магния из пород (что объясняет обычное отсутствие в них брусита). В некоторых альпинотипных перидотитах, однако, также проявлен вынос магния, сопоставимый по интенсивное™ с океаническими перидотитами (Мамония, Чаганузун). Инертное поведение при серпентинизации установлено для титана, алюминия и ванадия, умеренный привнос - для стронция, марганца и кобальта, умеренный вынос - для калия, скандия, цинка, железа и магния, интенсивный вынос - для натрия, кальция, кремния и никеля (Базылев, 1997).

Влияние среднетемпературной перекристаллизации океанических перидотитов на составы пород исследовано в апогарцбургитовых талькитах и амфиболитах (Базылев, 1997). При отальковании инертно ведут себя титан, алюминий, ванадий, скандий, марганец, кобальт, магний, никель, хром и кальций. Вынос из породы отмечается для стронция, а для калия, натрия, цинка, железа и кремния отмечается интенсивный привнос. При амфиболизации инертны титан, ванадий, скандий и хром. Выносятся из породы стронций, кобальт, никель и магний. Умеренно привносятся в породу алюминий, марганец, железо и кремний, более интенсивно - цинк, наиболее интенсивно - калий, натрий и кальций. Резко неизохимичное поведение меди (накопление в одних образцах и вынос из других образцов), а также систематическое обогащение пород цинком могут использоваться как индикатор среднетемпературного метаморфизма океанического типа.

Геохимические тенденции и сравнительная подвижность элементов при метаморфизме. Наиболее инертными элементами на всех стадиях перекристаллизации океанических шпинелевых перидотитов являются хром, титан, алюминий (кроме крайнего случая образования амфиболитов), ванадий (кроме интенсивно выветрелых пород) и скандий. Для перидотитов с умеренной степенью

СаО'= Са0-(8г0/0.021) ШГ=Ш1-(38.1^гО)

(30),

(31).

амфиболизации и содержаниями потерь при прокаливании менее 10 масс. % содержание кальция (после коррекции на карбонатный кальций) также близко к первичному. Поведение остальных элементов из числа исследованных характеризуется той или иной степенью мобильности. Степень мобильности железа » и кремния в ходе перекристаллизации пород относительно невысока. Большинство

мобильных элементов не обнаруживает единой тенденции на разных стадиях перекристаллизации, за исключением магния и никеля, которые всегда выносятся из пород, и фосфора (а также ванадия), которые могут только привноситься в породы. Кристаллизация в океанических перидотитах метасоматических амфибола и флогопита сопровождается привносом в породу элементов, входящих в состав этих минералов, в том числе и тех, которые традиционно рассматриваются как инертные. Так, отражением этого процесса могут быть аномально высокие содержания в отдельных породах ниобия, легких и средних РЗЭ, циркония и титана. В отличие от шпинелевых перидотитов СОХ, среди альпинотипных перидотитов довольно обычны породы, перекристаллизация которых происходила практически изохимично.

Обстановки метаморфизма шпинелевых перидотитов. Отсутствие закономерных различий в метаморфизме перидотитов из нормальных сегментов СОХ, аномальных сегментов СОХ и быстро-спрединговых СОХ, а также перидотитов из бортов рифтовых долин и трансформных разломов позволяет говорить о едином океаническом типе метаморфизма, который проявляется в обстановках СОХ и задуговых центров спрединга. Альпинотипные шпинелевые перидотиты формировались в различных геодинамических обстановках, но общими чертами их метаморфизма по сравнению с океаническим являются пониженные отношения вода/порода и более изохимичный характер перекристаллизации.

Заключение

Решение научной проблемы. Проявления петролого-геохимической эволюции мантийного вещества в океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитах существенно различаются. Эти различия устанавливаются на магматической стадии эволюции пород, на стадии субсолидусной перекристаллизации пород, а также на стадиях их метасоматизма и метаморфизма. Разнообразие шпинелевых перидотитов обусловлено различными механизмами магмогенерации и отделения расплавов от пород, различной глубиной отделения последних порций расплава от пород, различными механизмами выведения на поверхность перидотитов и различиями в строении литосферы в разных обстановках формирования пород, различной скоростью остывания пород и разными источниками метасоматизирующих агентов в различных обстановках, различием в величине отношения флюид/порода при метаморфизме, различными источниками и составами метаморфизующего флюида. * Преобладающая часть альпинотипных шпинелевых перидотитов не является

аналогами перидотитов СОХ. Для реконструкции первичных составов перидотитов СОХ может быть использована лишь часть альпинотипных перидотитов типа пассивных континентальных окраин. Перидотиты из состава крупных стратифицированных офиолитовых пластин несут черты образования над зоной субдукции, и геологические модели литосферы, построенные на основании их изучения (Троодос, Семаил) отражают строение надсубдукционной литосферы

океанического типа, но не литосферы СОХ. В качестве маркеров древних рифтовых структур среди альпинотипных перидотитов могут быть использованы лишь массивы внутриплитных шпинелевых перидотитов и перидотитов типа пассивных окраин.

Полученные данные позволили выдвинуть следующие защищаемые положения:

1. Сопоставление составов перидотитов и первичных минералов из них с результатами моделирования частичного плавления мантийных источников позволило заключить, что в океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитах проявлены различные механизмы плавления. В отличие от геохимически нормальных сегментов Срединно-океанических хребтов, плавление мантийного источника в геохимически аномальных сегментах СОХ происходило в системе, открытой для привноса расплава. В альпинотипных шпинелевых перидотитах проявляются как равновесное плавление мантийного источника, индикаторное для ненарушенной, малопроницаемой континентальной литосферы, так и сочетание равновесного и критического плавления (индикаторное для тектонически нарушенной континентальной литосферы при начале спрединга), а также плавление в системе, открытой для привноса расплава (для надсубдукционных перидотитов).

2. Оцененные по составам пород и первичных минералов из них составы обогащенных компонентов, привносимых в систему при плавлении океанических шпинелевых перидотитов в пределах геохимически аномальных сегментов СОХ и надсубдукционных альпинотипных перидотитов, закономерно различаются. Проведенное моделирование позволяет охарактеризовать обогащенный компонент в океанических перидотитах как результат крайне низких степеней плавления обогащенного мантийного источника, связанного с рециклингом океанической литосферы и характеризующегося знакопеременной стронциевой аномалией. Обогащенный компонент альпинотипных перидотитов, происхождение которого связывается с дегидратацией и частичным плавлением субдуцируемой океанической литосферы, характеризуется позитивной аномалией стронция и негативными аномалиями ниобия, циркония и титана.

3. Установлены закономерные различия в температурах закрытия межминеральных обменных реакций (клинопироксен-ортопироксен, оливин-хромшпинелид) в океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитах. В соответствии с разработанной физической и физико-химической моделью, эти различия отражают характер и скорость остывания мантийных перидотитов после отделения от них расплавов и определяются типом строения литосферы и глубиной отделения расплавов. Отделение последних порций расплава от океанических перидотитов происходило в целом на меньших глубинах и при меньших степенях плавления мантийного источника, чем от надсубдукционных альпинотипных перидотитов. Часть альпинотипных перидотитов не претерпевала непрерывного остывания после отделения расплава и, соответственно, была сформирована в литосфере неокеанического типа. Среди последних выделяются «субконтинентальные» лерцолиты, изотермически остывавшие в основании континентальной литосферы, и преимущественно гарцбургитовые массивы, породы

которых претерпевали повторное нагревание за счет просачивания расплавов в надсубдукционной обстановке.

4. Впервые в океанических шпинелевых перидотитах установлены и исследованы проявления модального мантийного метасоматизма (развитие в перидотитах роговой обманки и флогопита), ранее известные только в альпинотипных перидотитах. Сопоставление геохимии метасоматических минералов (амфибола, флогопита) с геохимией первичных клинопироксенов, в сочетании с петрологическим моделированием фракционной кристаллизации расплавов и флюидов, а также взаимодействия флюид-порода, позволило заключить, что агентами метасоматизма океанических перидотитов являются как сильно дифференцированные расплавы, так и равновесные с ними ювенильные флюиды. В отличие от альпинотипных перидотитов, в океанических перидотитах Р-Т параметры метасоматизма и метаморфизма почти не перекрываются, и составы метасоматических и метаморфических минералов закономерно различаются.

5. Установлены закономерные различия в составе метаморфических минеральных ассоциаций океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов. На основании результатов термодинамического моделирования взаимодействия морской воды с перидотитами эти различия интерпретированы как свидетельство высоких отношениях вода/порода при метаморфизме в океанической обстановке, что проявляется и в его сильной неизохимичности по сравнению с метаморфизмом преобладающей части альпинотипных перидотитов.

Список основных публикаций по теме диссертации.

1. Базылев Б.А., Силантьев С.А., Кононкова H.H. Метаморфизм гипербазитов в океанической коре.- В кн.: Магматизм и тектоника океана (проект "Литое"). М., Наука, 1990, с.296-318.

2. Базылев Б.А. Метаморфизм гипербазитов из разломной зоны Атлантис (Атлантический океан): свидетельство глубокого проникновения воды в океаническую литосферу. - Докл. АН СССР, 1992, т.323, №4, с.741-743.

3. Силантьев С.А., Мироненко М.В., Базылев Б.А., Семенов Ю.В. Метаморфизм, связанный с гидротермальными системами срединно-океанических хребтов: опыт термодинамического моделирования. - Геохимия, 1992, №7, с.1015-1034.

4. Силантьев С.А., Базылев Б.А., Клитгорд К.Д., Кэйси Дж.Ф., Кузьмин М.И., Ломакин И.Э., Сборщиков И.Д. Вещественный состав третьего слоя океанической коры Северной Атлантики, 40-51° с.ш. - Геохимия, 1992, №12, с.1415-1435.

5. Базылев Б.А., Магакян Р.Г., Силантьев С.А., Игнатенко К.И., Ромашова Т.Н., Ксенофонтос К. Петрология гипербазитов комплекса Мамония, юго-западный Кипр.-Петрология, 1993, т.1, №4, с.348-378.

6. Базылев Б.А. Составы клинопироксена и шпинелида реститовых гипербазитов как индикаторы условий генерации и состава сопряженных первичных мантийных магм. - Геохимия, 1995, №7, с.915-924.

7. Silantyev S.A., Dmitriev L.V., Bazylev В.А., Casey J.F., Dick H.J.B., Cannat M., Bougault H., Levsky L.K., Belyatsky B.V., Ovchinnikova G.V. An examination of genetic conformity between co-existing basalt, gabbro and residual peridotites from 15 20 fracture zone, Central Atlantic: Evidence from isotopic composition of Sr, Nd and Pb. - InterRidge News, 1995, vol.4, #2, pp. 18-21.

i 1

8. Bazylev B.A. Geochemical effect of carbonatization of peridotites in oceanic crust.-In: 5-th Zonenshain conference of plate tectonics, Moscow, November 22-25, 1995. Programme and Abstracts, p.4-5.

9. Силантьев СЛ., Базылев Б.А., Удинцев Г.Б., Шенке Г.В. Происхождение и условия формирования гипербазитового комплекса о. Гиббс, Южно-Шетландские острова, Западная Антарктика. - Петрология, 1997, т.5, №3, с.312-325.

10. Базылев Б.А. Аллохимический метаморфизм мантийных перидотитов из

зоны разлома Хэйс, Северная Атлантика. - Петрология, 1997, т.5, №4, с.362-379. <4

11. Bazylev B.A. Petrochemical criteria for the recognition of residual spinel peridotites among ultramafic rocks in different tectonic settings. - In: 6th Zonenshain , conference on plate tectonics. Moscow, February 17-20, 1998. Programme and abstracts.

P.4.

12. Базылев Б.А., Каменецкий B.C. Происхождение перидотитов офиолитового комплекса о-ва Маккуори, юго-западная часть Тихого океана. - Петрология, 1998, . т.6, №4, с.363-380. !t

13. Закариадзе Г.С., Карпенко С.Ф., Базылев Б.А., Адамия Ш.А., Оберхансли , Р.Э., Соловьева Н.В., Ляликов А.В. Петрология, геохимия и Sm-Nd возраст допозднегерцинского палеоокеанического комплекса Дзирульского выступа Закавказского массива. - Петрология, 1998, т.6, №4, с.422-444.

14. Базылев Б.А., Закариадзе Г.С., Желязкова-Панайотова М.Д., Колчева К., Оберхансли Р.Э., Соловьева Н.В. Петрология ультрабазитов из офиолитовой j ассоциации кристаллического основания Родопского массива. - Петрология, 1999,

т.7, №2, с. 190-211. 1<

15. Базылев Б.А., Силантьев С.А., Краснов С.Г. Ассоциация перидотитов из зоны , геохимической аномалии 14°48' с.ш. Срединно-Атлантического хребта: новые черты (i океанического магматизма. - Докл. РАН, 1999, т.366, с.515-518. \\

16. Bazylev В.А., Silantyev S.A., Kononkova, N.N. Phlogopite and hornblende in \ spinel harzburgites from the Mid-Atlantic Ridge: Mineral assemblages and origin. - 1 Ofioliti, 1999, v. 24 (1 a), p.59-60.

17. Дмитриев Л.В., Базылев Б.А., Борисов M.B., Буго А., Силантьев С.А., Соколов С.Ю. Образование водорода и метана при серпентинизации мантийных гипербазитов океана и происхождение нефти. - Росс, журнал наук о Земле, 1999, т.1, с.511-519, URL:http://eos.wdcb.rssi.ru/rjes/rje00030/rj e00030.htm.

18. Базылев Б. А., Силантьев С. А.. Геодинамическая интерпретация субсолидусной—перекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов. 1. Срединно-Океанические хребты. - Петрология, 2000, т.8, №3, с.227-240.

19. Базылев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсолидусной перекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов: 2. Офиолиты и ксенолиты,- Петрология, 2000, т. 8, №4, с.347-369. ^

20. Базылев Б.А. Развитие аваруит-содержащей минеральной ассоциации в | перидотитах из зоны разлома 15°20' (Атлантический океан) как одно из проявлений 1 океанического метаморфизма. - Росс, журнал наук о Земле, 2000, т.2, № 3/4, с.279- I 293, URL:http://eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v02/rje00045/rje00045.htm. '*

21. Базылев Б.А., Паланджян С.А., Ганелин А.В., Силантьев С.А., Ишиватари А., Дмитренко Г.Г. Петрология перидотитов офиолитового меланжа мыса Поворотный, п-ов Тайгонос, северо-восток России: Процессы в мантии над зоной субдукции. -

Петрология, 2001, т.9, №2, с. 165-184.

22. Базылев Б.А. Проявления мантийного метасоматизма в перидотитах Срединно-Атлантического хребта. - В кн.: Геология и геофизика Срединно-океанических хребтов. Материалы рабочего совещания памяти С.П.Мащенкова Российского отделения международного проекта InterRidge (23-25 мая 2001г.). С,-Пб: ВНИИОкеангеология, 2001, с.7.

23. Базылев Б.А., Попов К.В., Городницкий A.M. Магнитные характеристики перидотитов и природа магнитных аномалий в зоне Срединно-Атлантического хребта. - Там же, 2001, с.8.

24. Базылев Б.А., Силантьев С.А., Дик Г.Дж.Б., Кононкова Н.Н. Магматические амфиболы и слюды в мантийных перидотитах и некоторые особенности связанных с ними расплавов: район разлома 15°20'с.ш. САХ. - Росс, журнал наук о Земле, 2001, т.З, №3, с.241-257, URL:http://eos.wdcb.rssi.ru/rjes/v03/rje01066/rje01066.htm.

25. Bazylev В.А., Popov K.V., Shcherbakov V.P. Pétrographie features of oceanic peridotites as reflected by their magnetic properties. - Russian Journal of Earth Sciences, 2002, v.4. №3, p.211-223, URL:http:www.agu.org/wps/rjes/v04/tje02087/tje02087.htm.

26. Batanova V.G., Brugmann G., Bazylev B.A., Sobolev A.V. PGE abundances and Os isotopes of the depleted mantle: constraints from ophiolite peridotites. - Geochimica et cosmochimica Acta, 2002. Vol. 66. #15A. Spec. Suppl. Abstracts of the 12-th Annual V.M.Goldsmidt Conference, Davos, Switzerland, Aug. 18-23. P.A55.

27. Базылев Б.А. Факторы геохимической неоднородности мантийных перидотитов медленно-спрединговых хребтов. - В кн.: Рабочее совещание Российского отделения международного проекта InterRidge, Москва, 1-3 октября 2003г. Программа и тезисы докладов. М.: ГЕОХИ РАН, 2003, с. 13.

Отпечатано на ризографе в ОНТИ ГЕОХИ РАН Тираж 150 экз.

»17424.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Базылев, Борис Александрович

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. РЕЗУЛЬТАТЫ ПРЕДШЕСТВУЮЩИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ОБЩАЯ ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ.

1.1. шпинелевые перидотиты как геологический объект.

1.2. Развитие представлений о тектонической и вещественной эволюции мантийного вещества в литосфере.

1.2.1. Геологический этап.

1.2.2. Геохимический этап.

1.2.3. Этап электронного микрозонда.

1.2.4. Этап ионного микрозонда.

1.3. Современное состояние исследований и актуальные проблемы.

1.3.1. Геодинамические обстановки формирования шпинелевых перидотитов.

1.3.2. Магматический этап петролого-геохимической эволюции мантийного вещества.

1.3.3. Постмагматические этапы петролого-геохимической эволюции мантийного вещества.

ГЛАВА 2. ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ.

2.1. Нормальные сегменты медленно-спрединговых СОХ.

2.1.1. Район 51°с.ги., Атлантика.

2.1.2. Зона разлома Атлантис, Атлантика.

2.1.3. Зона разлома Хэйс, Атлантика.

2.1.4. Зона разлома Витязь, Индийский океан.

2.1.5. Зона разлома Вима, Индийский океан.

2.1.6. Северный участок Аравийско-Индийского хребта.

2.1.7. Зона разлома Оуэн, Аравийско-Индийский хребет.

2.1.8. Северный отрезок Африкано-Антарктического СОХ, Индийский океан.

2.1.9. Срединно-Каймановый центр спрединга.

2.1.10. Другие участки.

2.2. Геохимически аномальные сегменты медленно-спрединговых СОХ.

2.2.1. Азорский геохимически аномальный сегмент.

2.2.2. Геохимически аномальныйгмент зоны разлома 15° 20'ш., Атлантика: участок 17°ш.

2.2.3. Геохимически аномальныйгмент зоны разлома 15° 20'ш., Атлантика: Зона разлома 15°2 0 'с.ш.

2.2.4. Район 13°ш., зона разлома Марафон, Атлантика.

2.3. Быстро-спрединговые СОХ.

2.3.1. Комплекс о.Маккуори.

2.4. Современная надсубдукционная обстановка.

2.4.1. Желоб Тонга.

2.5. Альпинотипные перидотиты мезозойского Тетиса.

2.5.1. Комплекс Мамония, о.Кипр.

2.5.2. Массивы Динарид: Массив Брезовица, Сербия.

2.5.3. Массив Сьеницкий Озрен, Сербия.

2.5.4. Массив Златибор, Сербия.

2.5.5. Массив Бистрица, Сербия.

2.6. Перидотиты домезозойского Тетиса.

2.6.1. Родопский массив, Болгария.

2.6.2. Дзирульский блок Закавказского массива, Грузия.

2.6.3. Комплекс Туаркырского поднятия, Туркмения.

2.7. Мезозойские и палеозойские массивы Северо-Востока России.

2.7.1. Комплекс мыса Поворотный, Тайгонос, Россия.

2.7.2. Комплекс полуострова Елистратова, Тайгонос, Россия.

2.7.3. Массив г.Длинной, Пенлсинскийр-н, северо-восток России.

2.7.4. Алучинский массив, Колыма, Россия.

2.8. Перидотитовые массивы других поясов.

2.8.1. Массив Чаганузун, Алтай, Россия.

2.8.2. Комплекс о.Гиббса, Южно-Шетландские о-ва, Южный океан.

2.8.3. Другие массивы и тела альпинотипных перидотитов.

ГЛАВА 3. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ.

3.1. Петрографические методы.

3.2. Аналитические методы.

3.2.1. Минералогия (главные элементы).

3.2.2. Минералогия (редкие элементы).

3.2.3. Петрохимия.

3.2.4. Геохимия пород.

3.3. Методы моделирования.

ГЛАВА 4. СТЕПЕНЬ ПАРЦИАЛЬНОГО ПЛАВЛЕНИЯ МАНТИЙНОГО ИСТОЧНИКА, МЕХАНИЗМ ПЛАВЛЕНИЯ И ОТДЕЛЕНИЯ РАСПЛАВА.

4.1. Особенности петролого-геохимической эволюции шпинелевых перидотитов в ходе магматического процесса.

4.1.1. Мантийные шпинелевые перидотиты какреститовый ряд.

4.1.2. Критерии первичности состава шпинелида.

4.1.3. Корреляции составов пород с хромистостъю первичных шпинелидов.

4.1.4. Петрохгшические критерииреститовой природы шпинелевых перидотитов

4.2. Петролого-геохимическое моделирование процесса мантийного магматизма.

4.2.1. Основные принципы и результаты моделирования.

4.2.2. Соответствие между составами первичных минералов и составами равновесных расплавов.

4.2.3. Соответствие хромшпинелид-расплав.

4.2.4. Соответствие клинопироксен-расплав.

4.3. Величина степени парциального плавления мантийного источника.

4.3.1. Границы геохимически аномальных сегментов СОХ и критерии выделения геодинамической обстановки аномальных сегментов СОХ.

4.3.2. Влияние различных факторов на степень парциального плавления мантийных шпинелевых перидотитов СОХ.

4.3.3. Степень частичного плавления мантийного вещества как индикатор геодинамической обстановки магматизма.

4.4. Однородность степени частичного плавления мантийного вещества.

4.4.1. Вариации степени частичного плавления в перидотитах СОХ.

4.4.2. Вариации степени частичного плавления в блоках альпинотипных шпинелевых перидотитов.

4.4.3. Степень неоднородности частичного плавления мантийного вещества как индикатор геодинамической обстановки магматизма.

4.5. Механизм частичного плавления и отделения расплава.

4.5.1. Минералогические индикаторы: Содержания натрия в клинопироксенах.

4.5.2. Минералогические индикаторы: Магнезиальность оливина и ортопироксена

4.5.3. Петрохимические индикаторы.

4.5.5. Геохимические индикаторы: Составы пород.

4.5.6. Геохимические индикаторы: Составы клинопироксенов из шпинелевых перидотитов.

4.5.7. Геохимические индикаторы: состав компонента, привносимого в систему при плавлении.

4.6. Особенности процесса плавления мантийного источника в разных геодинамических обстановках: обсуждение и выводы.

4.6.1. Петрологическое значение скорости спрединга как фактора магматизма

4.6.2. Петрологическое значения плавления в открытой для привноса системе под аномальными сегментами СОХ.

4.6.3. Петрологическое значение механизма отделения расплава: проницаемость мантии и проницаемость литосферы.

4.6.4. Выводы.

ГЛАВА 5. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ МАГМАТИЗМА - ОЦЕНКА ПО ПОСТМАГМАТИЧЕСКОЙ ТЕРМАЛЬНОЙ ИСТОРИИ ПЕРИДОТИТОВ.

5.1. Возможности использования субсолидусной геотермометрии шпинелевых перидотитов.

5.1.1. Методы и объекты исследования.

5.2. Физико-химическое моделирование обменных реакций.

5.2.1. Модель постоянной скорости остывания.

5.2.2. Геодинамические следствия.

5.3. Модель подъема перидотитов в осевой зоне срединно-океанических хребтов

5.3.1. Адиабатическое остывание.

5.3.2. Конвективное остывание: верхний слой литосферы.

5.3.3. Кондуктивное остывание: нижний слой литосферы.

5.3.4. Участки пересечениярифтовой долины трансформным разломом.

5.3.5. Геодинамические следствия.

5.4. Модель подъема перидотитов вне осевой зоны срединно-океанических хребтов.

5.4.1. Геодинамические следствия.

5.5. Магматизм в надсубдукционной обстановке.

5.5.1. Геодинамические следствия.

5.6. Строение литосферы и особенности магматического процесса в разных геодинамических обстановках: обсуждение и выводы.

5.6.1. Обстановка Срединно-океанических хребтов.

5.6.2. Альпинотипные перидотиты: Две геодинамические обстановки мантийного магматизма спредингового типа.

5.6.3. Перидотиты геохимически аномальных сегментов СОХ и их возможные аналоги в офиолитовых массивах.

5.6.4. Выводы.

ГЛАВА 6. ОСОБЕННОСТИ ТЕРМАЛЬНОЙ ИСТОРИИ АЛЬПИНОТИПНЫХ ПЕРИДОТИТОВ.

6.1. Остывание перидотитов на глубинном уровне.

6.1.1. Геодинамические следствия.

6.2. Повторное нагревание перидотитов до солидусной или высокой субсолидусной температуры.

6.2.1. Геодипамические следствия.

6.3. Остывание перидотитов от высокой субсолидусной температуры.

6.3.1. Геодинамические следствия.

6.4. Критерии для определения механизма остывания альпинотипных шпинелевых перидотитов.

6.4.1. Изменение температур закрытия обменных реакций с удалением от контакта.

6.4.2. Изменение степени деплетированности перидотитов с удалением от контакта.

6.4.3. "Горячий " экзоконтакт перидотитовых тел.

6.5. Обсуждение результатов и выводы.

6.5.1. Неспрединговые геодинамические обстановки образования альпинотипных шпинелевых перидотитов.

6.5.2. Выводы.

ГЛАВА 7. МАНТИЙНЫЙ МЕТАСОМАТИЗМ.

7.1. Проявления мантийного метасоматизма в шпинелевых перидотитах.

7.2. Проявления метасоматизма в шпинелевых перидотитах СОХ.

7.2.1. Признаки локального метасоматизма перидотитов под воздействием неравновесных расплавов.

7.2.2. Высокотитанистые флогопит- и амфибол-содержащие минеральные ассоциации.

7.2.3. Низкотитанистые флогопит- и амфибол-содержащие минеральные ассоциации.

7.2.4. Показательность содержаний титана в минералах.

7.2.5. Метасоматизм под воздействием расплавов.

7.2.6. Метасоматизм под действием водного ювенильного флюида — оценка состава флюида и его эволюция в закрытой системе.

7.2.6. Метасоматизм под действием водного ювенильного флюида — взаимодействие флюида с перидотитами.

7.2.7. Параметры кристаллизации метасоматических минеральных ассоциаций

7.3. Обсуждение результатов и выводы.

7.3.1. Проблема источника воды и некогеррентных элементов при метасоматизме шпинелевых перидотитов.

7.3.2. Выводы.

ГЛАВА 8. МЕТАМОРФИЗМ.

8.1. Основные черты метаморфизма шпинелевых перидотитов.

8.1.1. Метаморфические минеральные ассоциации в шпинелевых перидотитах.

8.1.2. Характер метаморфизма.

8.2. Фазовое соответствие и геотермометрия метаморфизма.

8.3. Высокотемпературный метаморфизм.

8.3.1. Проявления высокотемпературного океанического метаморфизма.

8.3.2. Геобарометрия высокотемпературного океанического метаморфизма.

8.3.3. Соотношение высокотемпературного океанического метаморфизма и метасоматизма.

8.3.4. Высокотемпературный водный метаморфизм ачьпинотипных перидотитов

8.4. Среднетемпературный метаморфизм.

8.5. Низкотемпературный океанический метаморфизм.

8.5.1. История и основные результаты исследования.

8.5.2. Составы основных типов серпентинов в океанических перидотитах и последовательность их кристаллизации.

8.5.3. Особенности кристаллохимии океанических серпентинов.

8.6. Проявления аваруит-сульфидной минерализации.

8.6.1. Геологическое положение и петрография пород.

8.6.2. Аваруит и ассоциирующие с ним минералы.

8.6.3 Низкотемпературные метаморфические минералы.

8.6.4. Последовательность и условия кристаллизации метаморфических минеральных ассоциаций.

8.6.5. Факторы аваруитовой минерализации.

8.6.6. Факторы сульфидной минерализации.

8.7. Другие характерные проявления средне-низкотемпературной минерализации

8.7.1. Проявления гранатовой минерализации.

8.7.2. Проявления диопсидовой минерализации.

8.7.3. Проявления оливин-антигоритовойминерализации.

8.7.4. Проявления серпентин-бруситовой минерализации.

8.7.5. Проявления карбонатной минерализации.

8.8. Геохимия метаморфизма.

8.8.1. Проблема первичных составов пород.

8.8.2. Геохимия выветривания.

8.8.3. Геохимия карбонатизации.

8.8.4. Геохимия серпентинизации.

8.8.5. Геохимия среднетемпературной перекристаллизации.

8.8.6. Геохимические тенденции и сравнительная подвижность элементов при метаморфизме перидотитов.

8.9. Различия в режиме метаморфизма океанических и альпинотипных перидотитов: обсуждение результатов и выводы.

8.9.1. Отношение вода/порода.

8.9.2 Флюидный режим океанического метаморфизма и генерация углеводородов327 8.9.3. Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества"

Проблема сравнительного геологического, петрологического, геохимического и минералогического исследования океанических и альпинотипных мантийных шпинелевых перидотитов занимает ключевое положение при исследовании процессов формирования земной коры. Не случайно многие ведущие исследователи мантийных пород так или иначе пытались подойти к решению этой проблемы (Aumento, 1970; Дмитриев и др.,1976; Coleman, 1977; Dick, Fisher, 1984; Dick, Bullen, 1984; Michael, Bonatti, 1985; Serri et al., 1985; Ishiwatari, 1985; Савельева, 1987; Паланджян, 1992; Parkinson, Pearce, 1998). Как правило, предметом сопоставления были либо геохимия, либо первичная минералогия пород. Следствием подобного подхода явилось то, что установить своеобразие и численно охарактеризовать параметры процессов, обусловивших вещественную эволюцию выведенного на поверхность мантийного вещества, в этих работах, в общем, не удалось.

Целью настоящей работы является выявление и характеристика процессов, обусловивших вещественную эволюцию выведенного на поверхность мантийного вещества и сравнительная характеристика этих процессов в океанических и офиолитовых шпинелевых перидотитах.

При этом упор в работе сделан не только на процесс частичного плавления мантийного источника, хотя этот вопрос также рассмотрен, но и на процессы, следующие за отделением расплава от мантийных перидотитов: субсолидусную перекристаллизацию, мантийный метасоматизм, высоко- и среднетемпературный метаморфизм, серпентинизацию, карбонатизацию и выветривание пород.

Основной методический принцип работы заключается в том, чтобы при решении этих задач отталкиваться от океанических перидотитов как от главного объекта. Это связано, с одной стороны, со сравнительно небольшим (по сравнению с офиолитами) числом мест в океане, откуда за всю историю геологических исследований были отобраны перидотиты, позднее вещественно охарактеризованные. При этом коллекция океанических шпинелевых перидотитов, которой располагал автор, может считаться вполне представительной для характеристики процессов под Срединно-океаническими хребтами. С другой стороны, и сами процессы вещественной эволюции мантийного вещества под Срединно-океаническими хребтами представляются более однородными и простыми по сравнению с теми, которые отмечены для альпинотипных перидотитов.

Другой методический принцип заключается в том, чтобы не дублировать результаты других исследователей, работающих в этой области, а, с учетом этих результатов, основное внимание в работе уделять неисследованным или слабоисследованным процессам или проблемам.

Наконец, еще один принцип, положенный в основу работы, состоит в выборе ключевых объектов, наиболее представительных и пригодных для характеристики отдельных процессов вещественной эволюции мантийного вещества.

Проблема вещественной эволюции мантийного вещества в литосфере в той ее части, которая сводится к петролого-геохимическому сопоставлению океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов, имеет как собственно петролого-геохимический аспект, так и общегеологический и геодинамический аспекты. К настоящему времени эти аспекты несколько упрощенно можно сформулировать в виде следующих вопросов:

Геохимический аспект: Являются ли альпинотипные перидотиты (или хотя бы некоторые из них) в вещественном отношении аналогами океанических перидотитов?

Петрологический аспект: Идентичны ли процессы магматической и метаморфической эволюции мантийного вещества, обусловившие формирование океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов? Совпадают ли физико-химические параметры этих процессов?

Общегеологический аспект: Можно ли считать разрезы литосферы, построенные по данным исследования офиолитовых комплексов (или хотя бы некоторых из них), аналогами литосферы под Срединно-океаническими хребтами (или ложа океанов)?

Геодинамический аспект: В каких геодинамических обстановках происходила магматическая и метаморфическая эволюция тех или иных альпинотипных перидотитов? Вообще, какие геодинамические обстановки магматизма и метаморфизма могут быть установлены при исследовании шпинелевых перидотитов и по каким критериям и параметрам?

Тектонический аспект: Являются ли альпинотипные перидотиты складчатых поясов индикаторами существования палеоокеанических бассейнов, и что из себя представляли эти бассейны (ширина, основные черты строения)? В этом ли месте был локализован этот бассейн?

Все эти аспекты взаимосвязаны, и в ходе изложенного ниже развития представлений о тектонической и вещественной эволюции мантийного вещества в литосфере некоторые аспекты на определенных этапах доминировали.

В последующих главах представлены основные достижения автора в области сравнительного вещественного исследования мантийных перидотитов за последние пятнадцать лет. По мере возможности эти данные представлены на фоне современного состояния проблематики и степени изученности предмета, а также основных достижений других исследователей в данной области.

Структура работы. Диссертация состоит из 8 глав, введения, заключения и приложения. Материал работы изложен на 360 страницах, проиллюстрирован 116 рисунками и аргументирован 25 таблицами в основном тексте работы и таблицами аналитических данных в приложении. Список литературы содержит 520 ссылок.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Базылев, Борис Александрович

8.9.3. Выводы

Если для магматического процесса в пределах СОХ надежно устанавливаются различные геодинамические обстановки магматизма (Глава 4), то в особенностях метаморфизма перидотитов они не проявляются. Ни по температурному интервалу метаморфизма, ни по особенностям состава метаморфических минеральных ассоциаций, ни по геохимическим тенденциям закономерных различий в метаморфизме перидотитов из нормальных сегментов медленно-спрединговых СОХ, геохимически аномальных сегментов медленно-спрединговых СОХ и быстро-спрединговых СОХ не установлено. Приведенные выше данные также не дают оснований для подразделения океанического метаморфизма на метаморфизм рифтовой долины и метаморфизм трансформных разломов. Хотя тенденция к локализации высокотемпературного метаморфизма в областях трансформных разломов и отмечается, тем не менее проявления высокотемпературного метаморфизма перидотитов задокументированы и вне областей трансформных разломов.

Метаморфизм перидотитов в задуговых центрах спрединга пока не исследован, но можно с большой степенью уверенности предполагать, что ему свойственны все черты метаморфизма перидотитов СОХ. Таким образом, можно говорить об океаническом типе метаморфизма, который проявляется во всех геодинамических обстановках Срединно-океанических хребтов и задуговых центров спрединга.

Альпинотипные шпинелевые перидотиты формировались в различных геодинамических обстановках и обнаруживают определенную специфику метаморфизма, связанную с геодинамической обстановкой их формирования. Внутриплитные шпинелевые перидотиты (напр., Озрен) обнаруживают повсеместно проявленный высокотемпературный метаморфизм (развитие паргаситовой роговой обманки), их среднетемпературный метаморфизм не проявлен или проявлен значительно слабее. Серпентинизация пород может быть проявлена интенсивно, но сопровождается минерализацией, индикаторной для низких отношений вода/порода (андрадит). В целом метаморфизм пород носит изохимичный характер. Особенности метаморфизма позволяют предполагать, что высокотемпературная амфиболизация этих пород протекала в нижних горизонтах коры под влиянием ювенильных водных флюидов, а низкотемпературная серпентинизация — при их внедрении в верхние коровые горизонты под воздействием коровых флюидов, не связанных с морской водой.

Метаморфизм перидотитов типа пассивных континентальных окраин (Мамония (лерцолиты), Златибор) отчасти характеризуется этими же признаками, но в части пород отмечаются и признаки океанического метаморфизма (неизохимичный характер перекристаллизации: вынос магния, привнос стронция). Эти особенности позволяют предполагать, что после глубинного этапа высокотемпературной амфиболизации по крайней мере часть пород массивов была выведена в верхние коровые горизонты, где претерпела метаморфизм под воздействием просачивающейся морской воды.

Для метаморфизма супрасубдукционных перидотитов (комплексы и массивы Мамония (гарцбургиты), Поворотный, Елистратовский, Алучинский, о.Гиббса, Брезовица, Чаганузун) высокотемпературный этап метаморфической перекристаллизации хотя и возможен, но в целом не характерен. Среднетемпературный этап перекристаллизации проявлен интенсивнее, но характеризуется присутствием в метаморфических ассоциациях минералов, характерных для низкого отношения вода/порода (андрадит, диопсид, оливин в ассоциации с антигоритом). Низкотемпературный этап (серпентинизация) также характеризуется частым присутствием в породах брусита, индикаторным для низкого отношения вода/порода. Большая часть пород массивов, по-видимому, не обнажалась на океаническом дне и их метаморфическая перекристаллизация была близка к изохимической. Признаки взаимодействия с морской водой при повышенном отношении вода/порода (вынос магния, привнос стронция) устанавливается лишь для некоторых пород из массивов Мамония, Чаганузун, а также желоба Тонга. Приведенные данные не позволяют однозначно установить источник воды для этого типа метаморфизма перидотитов. В этой связи уместно отметить, что, по данным о распределении стабильных изотопов, серпентинизация альпинотипных перидотитов осуществлялась в основном не в океанической обстановке, а в континентальной коре (Wenner, Taylor, 1973; 1974; Magaritz, Taylor, 1974).

Таким образом, хотя метаморфизм альпинотипных перидотитов протекал в различных геодинамических обстановках, общими чертами из метаморфизма по сравнению с океаническим являются пониженные отношения вода/порода и более изохимичный характер метаморфической перекристаллизации.

Заключение

Научная новизна работы

Научная новизна представленной работы определяется следующими результатами:

3. Установлено, что механизмы плавления мантийного источника и характер отделения расплавов в разных обстановках мантийного магматизма закономерно различаются. Различие между плавлением мантийного источника в надсубдукционной обстановке и в обстановке аномальных сегментов СОХ проявляется также в закономерных различиях составов расплавов, привносимых в систему при плавлении.

4. Разработана физическая и физико-химическая (диффузионная) модель остывания шпинелевых перидотитов после отделения от них расплава, позволяющая по температурам закрытия межминеральных обменных реакций в перидотитах оценивать скорость остывания пород и глубину отделения от них последних порций расплава. Показано, что характер остывания, скорость остывания и глубина отделения расплава закономерно различаются для шпинелевых перидотитов, образованных в различных обстановках. Численным моделированием обосновано, что термальная история части альпинотипных перидотитов связана с литосферой неокеанического типа.

5. Впервые установлены проявления модального мантийного метасоматизма в перидотитах СОХ, охарактеризованы равновесные минеральные ассоциации и составы метасоматических минералов, оценены физико-химические параметры метасоматизма. Обоснована кристаллизация части ассоциаций в процессе реакции перидотитов с сильно дифференцированным расплавом, а части — в процессе их реакции с ювенильным флюидом. Проведено петролого-геохимическое моделирование кристаллизации амфиболов и флогопитов в перидотитах СОХ при остывании ювенильного флюида в закрытой системе, а также при реакции флюид-порода. Для редких и редкоземельных элементов оценены величины коэффициентов распределения флюид/расплав, амфибол/флюид и флогопит/флюид для 1000°С, 5 кбар. Оценены начальный состав флюида и характер его последующего изменения.

6. В перидотитах СОХ установлены высокотемпературные проявления метаморфизма, связанного с циркуляцией в литосфере морской воды. Разработаны критерии для разделения проявлений метасоматизма и высокотемпературного метаморфизма в океанических перидотитах. Исследовано фазовое соответствие между метаморфическими минералами перидотитов в интервале температур 400-800°С, для этого интервала температур представлены калибровки хлорит-шпинелид-оливинового и амфибол-хлоритового геотермометров, а также приближенные зависимости составов амфибола и шпинелида от температуры их кристаллизации. Оценены средние составы основных петрографических разновидностей серпентинов в океанических перидотитах, установлены последовательность их кристаллизации в породах и особенности их кристаллохимии.

Решение научной проблемы

Полученные в работе результаты позволяют решить отдельные аспекты проблемы сравнительной вещественной эволюции мантийного вещества в литосфере, сформулированные во Введении, отчасти и те, которые выходят за рамки собственно петролого-геохимического исследования.

Являются ли альпинотипные перидотиты (или хотя бы некоторые из них) в вещественном отношении аналогами океанических перидотитов?

Преобладающая часть альпинотипных шпинелевых перидотитов не является аналогами перидотитов СОХ. Вероятными аналогами перидотитов медленно-спрединговых СОХ является часть перидотитов типа пассивных континентальных окраин, сформированных в обстановке начального океанического спрединга. Среди альпинотипных перидотитов этого типа представлены породы, не претерпевшие в полной мере океанический метаморфизм, и составы этих перидотитов могут быть использованы для реконструкции первичных составов перидотитов СОХ.

Идентичны ли процессы магматической и метаморфической эволюции мантийного вещества, обусловившие формирование океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов? Совпадают ли физико-химические параметры этих процессов?

Формирование преобладающей части перидотитов СОХ происходило при частичном плавлении мантийного источника в системе, закрытой для привноса вещества. Формирование преобладающей части альпинотипных перидотитов происходило при частичном плавлении мантийного источника в системе, открытой для привноса вещества. Отделение расплавов от перидотитов СОХ происходило в общем на меньших глубинах, чем от большинства альпинотипных перидотитов. Закономерные различия в характере метаморфизма установлены как для высокотемпературной, так и для низкотемпературной перекристаллизации альпинотипных и океанических шпинелевых перидотитов.

Можно ли считать разрезы литосферы, построенные по данным исследования офиолитовых комплексов (или хотя бы некоторых из них), аналогами литосферы под Срединно-океаническимихребтами (илиложа океанов)?

Возможные аналоги перидотитов СОХ среди альпинотипных перидотитов, за единичными исключениями (комплекс о. Маккуори) обычно обнаруживаются в составе отдельных блоков, не обнаруживающих стратифицированного строения и полного набора пород, характеризующего литосферу океанического типа. Перидотиты из состава крупных стратифицированных офиолитовых пластин несут черты образования над зоной субдукции, и геологические модели литосферы, построенные на основании их изучения (Троодос, Семаил) отражают строение надсубдукционной литосферы океанического типа, но не литосферы СОХ.

В каких геодинамических обстановках происходила эволюция тех или иных альпинотипных перидотитов? Вообще, какие геодинамические обстановки магматизма и метаморфизма могут быть установлены при исследовании шпинелевых перидотитов и по каким критериям и параметрам?

Для перидотитов СОХ установлены три геодинамические обстановки магматизма, характеризующиеся различными степенями плавления мантийного источника и различными механизмами магмогенерации: обстановка медленно-спрединговых СОХ, обстановка быстро-спрединговых СОХ и обстановка геохимически аномальных сегментов СОХ. Для альпинотипных перидотитов устанавливаются следующие геодинамические обстановки магматизма: внутриплитная, начального океанического спрединга и надсубдукционная. В составе надсубдукционной обстановки выделяются обстановка спредингового типа (предостроводужная) и неспредингового типа (островодужная). Существующие данные не позволяют различать по составам перидотитов обстановки задугового спрединга и медленно-спрединговых СОХ. Для перидотитов типа начального спрединга также нельзя исключать возможности их образования на ранней стадии задугового спрединга.

Метаморфизм всех перидотитов СОХ протекал в одной геодинамической обстановке - океанической. Отдельные черты океанического метаморфизма проявлены и в некоторых альпинотипных перидотитах, в том числе и надсубдукционных. Метаморфизм альпинотипных перидотитов протекал в различных обстановках, которые могут быть определены по соответствующим обстановкам магматизма. Общей чертой их метаморфизма (неокеанического типа) является пониженное отношение вода/порода и более изохимичный характер перекристаллизации по сравнению с океаническим метаморфизмом.

Являются ли альпинотипные перидотиты складчатых поясов индикаторами существования палеоокеанических бассейнов, и что представляли собой эти бассейны (ширина, основные черты строения)?

Из числа альпинотипных перидотитов массивы внутриплитных шпинелевых перидотитов и перидотитов типа начального спрединга маркируют палеозоны рифтогенеза и могут рассматриваться как индикаторы границ литосферных плит (или микроплит). Массивы супрасубдукционных шпинелевых перидотитов маркируют существование бассейнов с литосферой океанического типа, образование которых подразумевает существование сопряженного развитого океанического бассейна, в периферической части которого литосфера уже успела остыть до состояния гравитационной неустойчивости. Однако в настоящее время эти массивы непосредственно не маркируют палеозоны субдукции, размещаясь лишь в относительной близости от них.

Основные защищаемые положения

Полученные данные позволили выдвинуть следующие защищаемые положения:

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Базылев, Борис Александрович, Москва

1. Базылев Б.А. Метаморфизм океанических гнпербазитов. Дисс. . канд. геол.-мин. наук. М., ГЕОХИ АН СССР, 1989,213с.

2. Базылев Б.А., Силантьев С.А., Коненкова Н.Н. Метаморфизм гнпербазитов в океанической коре // Магматизм и тектоника океана (проект "Литое"). М.: Наука, 1990. С.296-318.

3. Базылев Б.А. Метаморфизм гнпербазитов из разломной зоны Атлантис (Атлантический океан): свидетельство глубокого проникновения воды в океаническую литосферу.-Докл. АН СССР, 1992, т.323, N4, с.741-743.

4. Базылев Б.А., Магакян Р.Г., Силантьев С.А., Игнатенко К.И., Ромашова Т.Н., Ксенофонтос К. Петрология гнпербазитов комплекса Мамония, юго-западный Кипр.- Петрология, 1993, т.1, N4, с.348-378.

5. Базылев Б.А. Составы клинопироксена и шпинелида реститовых гнпербазитов как индикаторы условий генерации и состава сопряженных первичных мантийных магм.- Геохимия, 1995, №7, с.915-924.

6. Базылев Б.А., Аллохимический метаморфизм мантийных перидотитов из зоны разлома Хэйс, Северная Атлантика, Петрология, 5,1997, с.362-379.

7. Базылев Б.А., Каменецкий B.C. Происхождение перидотитов офиолитового комплекса о-ва Маккуори, юго-западная часть Тихого океана. — Петрология, 1998, т.б, №4, с.363-380.

8. Базылев Б.А., Закариадзе Г.С., Желязкова-Панайотова М.Д., Колчева К., Оберхансли Р.Э., Соловьева Н.В. Петрология ультрабазитов из офиолитовой ассоциации кристаллического основания Родопского массива. Петрология, 1999а, т.7, №2, с.190-211.

9. Базылев Б.А., Силантьев С.А., Краснов С.Г. Ассоциация перидотитов из зоны геохимической аномалии 14°48' с.ш. Срединно-Атлантического хребта: новые черты океанического магматизма. Докл. РАН, 1999б, т.366, с.515-518.

10. Базылев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсолидусной перекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов. 1. Срединно-Океанические хребты.- Петрология, 2000, т.8, №3, с.227-240.

11. Базылев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсолидусной перекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов: 2. Офиолиты и ксенолиты. Петрология, 2000, т. 8, №4, с.347-369.

12. Базылев Б.А., Попов К.В., Щербаков В.П. Среднетемпературная перекристаллизация океанических перидотитов и ее отражение в их магнитных характеристиках. —

13. Межд. Семинар «Палеомагнетизм и магнетизм горных пород». Москва, 2001, с.9-11.

14. Базылев Б.А. Факторы геохимической неоднородности мантийных перидотитов медленно-спрединговых хребтов. Russian Ridge-2003. Программа и тезисы докладов. М.: ГЕОХИ РАН, 2003, с.13.

15. Белый В.Ф., Акинин В.В. Геологическое строение и офиолиты полуострова Елистратова. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1985. 4.1, 57с., ч. 2, 64с.

16. Галушкин Ю.И., Ушаков С.А. Глобальная картина мгновенной кинематики литосферных плит // Вестник Моск. Ун.-та. Сер. геол. 1978. №2. С.20-34.

17. Говоров И.Н., Голубева И.Д., Пущин И.К. и др. Петрологические провинции Тихого океана // М.: Наука. 1996. 444с.

18. Гричук Д.В. Термодинамические модели субмаринных гидротермальных систем. М.: Научный мир, 2000,304с.

19. Гуренко А.А. Петрология и геохимия первичных рифтогенных магм на примере Исландии и Восточной Африки. Дисс. . канд. Геол.-мин. Наук. М.: ГЕОХИ, 1991, 318с.

20. Данюшевский JT.B. Петрология и геохимия бонинитов Тонга. Автореферат дисс. . канд. г.-м. наук. М: ГЕОХИ, 1992, 29с.

21. Дергунов А.Б. Каледониды Центральной Азии. М.: Наука, 1989,192с.

22. Дмитренко Г.Г., Мочалов А.Г., Паланджян С.А. и др. Химические составы породообразующих и акцессорных минералов альпинотипных ультрамафитов Корякского нагорья. Часть 1. Породообразующие минералы //Препринт. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1985. 66с.

23. Дмитренко Г.Г., Мочалов А.Г., Паланджян С.А. Петрология и платиноносность лерцолитовых массивов Корякского нагорья. Препринт. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР. 1990. 93с.

24. Дмитриев JT.B., Шараськии А.Я. Петрография и петрохимия коренных пород Аравийско-Индийского хребта. В кн.: Исследования по проблеме рифтовых зон Мирового океана. М.: Наука, 1972, т.2, с.115-123.

25. Дмитриев JT.B. Петрохимия коренных пород и некоторые черты их геохимии. В кн.: Исследования по проблеме рифтовых зон Мирового океана. М.: Наука, 1972, т.1, с.115-123.

26. Дмитриев J1.B., Уханов А.В., Шараськин А.Я. К вопросу о составе вещества верхней мантии. Геохимия, 1972, №10, с.1155-1167.

27. Дмитриев J1.B. Петрология и геохимия ультрабазитов срединно-океанических хребтов. В кн.: Проблемы петрологии гипербазитов складчатых областей. Новосибирск, 1973, сЛ 01-111.

28. Дмитриев JI.B., Уханов А.В., Шараськин А.Я. Петрохимические типы перидотитов мантии. Геохимия, 1976, №8, с.1160-1166.

29. Дмитриев Л.В. Вариации состава базальтов Срединно-океанических хребтов как функция геодинамической обстановки их формирования. Петрология, 1998, т.6, №4, с.340-362.

30. Жариков В.А. Основы физико-химической петрологии. М: Изд-во МГУ, 1976, 420с.

31. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. М.: Наука, 1983, 416с.

32. Желязкова-Панайотова М. Д. Ультрабазиты в Восточных Родопах // Офиолиты и ультрабазиты на территории Болгарии. (Редакторы Желязкова-Панайотова. М. Д., Колчева К., Хайдутов И.). София: БАН, ПК IX, МС АН СС, 1982. С. 69-76.

33. Закариадзе Г.С., Базылев Б.А., Желязкова-Панайотова М.Д., Колчева К., Соловьева Н.В. Типизация фрагментов палеоокеанической литосферы из кристаллического основания Родопского массива. Докл. РАН, 1999, т.364, №2, с.84-87.

34. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн.1, 328с., кн.2,336с.

35. Иванов Ж, Колчева К. Ультрабазиты Первенецкого комплекса // Офиолиты и ультрабазиты на территории Болгарии. (Редакторы Желязкова-Панайотова. М. Д., Колчева К., Хайдутов И.). София: БАН, ПК IX, МС АН СС, 1982. С. 64-67.

36. Интерпретация геохимических данных: учеб. пособие. Е.В.Скляров и др. Под ред. Е.В.Склярова.- М.: Интермет Инжиниринг, 2001,288с.

37. Книппер А.Л., Шараськин А.Я. Эксгумация пород верхней мантии и нижней коры при рифтогенезе // Геотектоника. 1998. N5. С. 19-31.

38. Кожухарова Е. Происхождение и структурное положение серпентинизированных ультрабазитов докембрийской офиолитовой ассоциации в Родопском массиве. I.

39. Геологическое положение и состав офиолитовой ассоциации // Geologica Balcanica. 1984j .V.14.№. 4. P. 9-36.

40. Кожухарова E. Происхождение и структурное положение серпентинизированных ультрабазитов докембрийской офиолитовой ассоциации в Родопском массиве. II. Метаморфические изменения ультрабазитов // Geologica Balcanica. 1984г. V. 14. Р. 3-35.

41. Кожухарова Е. Происхождение и структурное положение серпентинизированных ультрабазитов докембрийской офиолитовой ассоциации в Родопском массиве. III. Этапы развития и возраст офиолитовой ассоциации // Geologica Balcanica. 1985. V. 15. P. 53-69.

42. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979, 262с.

43. Куренцова Н.А. Минерально-геохимические соотношения между базальтами и ультраосновными породами из рифтовых зон Индийского и Атлантического океанов. Автореферат дисс. канд. г.-м. наук. Владивосток, 1979,20с.

44. Лаврентьев Ю.Г., Поспелова JI.H., Соболев Н.В. и др. Определение состава породообразующих минералов методом рентгено-спектрального микроанализа с электронным зондом // Заводская лаборатория. 1974. Т.40. N6. С.657-661.

45. Лазько Е.Е. Серпентиниты и габброиды разлома Кларион (Центральная часть Тихого океана)// Известия АН СССР. Сер. геол. 1985. N12. С.28-42.

46. Лазько Е.Е., Гладков Н.Г. Интрузивный магматизм задугового рифта Паресе-Вела (разлом Яп, Филиппинское море).- В кн.: Магматизм рифтов (петрология, эволюция, геодинамика). М.: Наука, 1984, с.205-213.

47. Лазько Е.Е., Кашинцев Г.Л., Муравицкая Г.Н. Перидотиты разлома Хизена (Юго-Восточная часть Тихого океана)// Известия АН СССР. Сер. Геол. 1984. N3. С.42-53.

48. Лычагин П.П. Алучинский массив и проблема офиолитовых ультрабазитов и габброидов в мезозоидах Северо-Востока СССР. Тихоокеанская геология, 1985, 5, с.33-41.

49. Лычагин П.П., Бялобжеский С.Г., Колясников Ю.А., Ликман В.Б. Магматическая история Южно-Анюйской складчатой зоны. В кн.: Геология зоны перехода континент-океан на Северо-Востоке Азии. Магадан, 1991, с.140-157.

50. Майсен Б., Беттчер А. Плавление водосодержащей мантии. М.: Мир, 1979, 122с.

51. Маракушев А.А., Петрология метаморфических горных пород, М.: МГУ, 1973, 322с.

52. Меляховецкий А.А., Метаморфизм гнпербазитов Восточной Тувы, Новосибирск: Наука, 1982,134с.

53. Метаморфизм и тектоника: учеб. пособие. Е.В.Скляров и др. Под ред. Е.В.Склярова.-М.: Интермет Инжиниринг, 2001,216с.

54. Миясиро А. Метаморфизм и метаморфические пояса. М.: Мир, 1976,535с.

55. Никогосян И.К. Петрология и геохимия первичных магм толеитовой и субщелочной серий Гавайских островов и о.Реюньон. Дисс. . канд. геол.-мин. наук. М.: ГЕОХИ, 1990,140с.

56. Паланджян С.А. Типизация мантийных перидотитов по геодинамическим обстановкам формирования. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1992,104с.

57. Паланджян С.А., Говоров И.Н., Тарарин И.А. и др. Перидотиты Идзу-Бонинского глубоководного желоба. Докл. АН СССР, 1990, т.311, №6, с. 1434-1439.

58. Патнис А., Мак-Коннелл Дж. Основные черты поведения минералов // М.: Мир. 1983. 304с.

59. Панасенко О.М. Древние рифтовые зоны юго-западной окраины Туранской плиты и проблема ее границы с альпидами. В кн.: Тектоника Тянь-Шаня и Памира, М.: Наука, 1983, с. 184-189.

60. Пейве А.А., Бонатти Э. Перидотиты разлома Чейн (Экваториальная Атлантика). Докл. РАН, 1993, т.329, №5, с.625-627.

61. Пейве А.А., Щербаков С.А., Ультраосновные породы, В кн.: Строение разлома Зеленого Мыса, Центральная Атлантика, М.: Наука, 1989, с.106-117.

62. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д., Фазовое соответствие в минеральных системах, 287с., «Недра», Москва, 1976.

63. Пинус Г.В., Кузнецов В.А., Волохов И.М. Гипербазиты Алтае-Саянской складчатой области. М.: АН СССР, 1958,295с.

64. Портнягин М.В. Происхождение мантийных магм над зонами субдукции на примере офиолитового комплекса Тродос, о.Кипр // Дисс. . канд. геол.-мин. наук. М.: ГЕОХИ. 1997.320с.

65. Портнягин М.В., Соболев А.В. Геохимическая зональность лавового комплекса офиолитов Троодос (о.Кипр)//Докл. РАН. 1993. Т.329. № 3. С.352-356.

66. Пущаровский Ю.М., Пейве А.А., Разницын Ю.Н., Базилевская Е.С. Разломные зоны Центральной Атлантики // Труды ГИН. Вып. 495. М.: ГЕОС. 1995. 164с.

67. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981, 584с.

68. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре// Труды ГИН. Вып. 404. М.: Наука. 1987. 246с.

69. Савельева Г.Н., Перцев А.Н. Мантийные ультрамафиты в офиолитах Южного Урала: массив Кемпирсай // Петрология. 1995. Т.З. С.99-114.

70. Силантьев С.А., Костицын Ю.А., Изотопный состав Sr и концентрации Rb и Sr в породообразующих минералах амфиболитов разломной зоны 15°20' (Атлантика) в связи с условиями океанического метаморфизма, Докл. АН СССР, 315, 3, 1990, с.707-711.

71. Силантьев С.А., Мироненко М.В., Базылев Б.А., Семенов Ю.В. Метаморфизм, связанный с гидротермальными системами срединно-океанических хребтов: опыт термодинамического моделирования.- Геохимия, 1992а, N7, с.1015-1034.

72. Силантьев С.А., Базылев Б.А., Клитгорд К.Д., Кэйси Дж.Ф., Кузьмин М.И., Ломакин И.Э., Сборщиков И.Д. Вещественный состав третьего слоя океанической коры Северной Атлантики, 40-51° с.ш.- Геохимия, 19926, N12, с.1415-1435.

73. Силантьев С.А. Метаморфизм современных океанических бассейнов // Петрология. 1995. Т.З. С.24-36.

74. Силантьев, С.А., Базылев, Б.А., Удинцев, Г.Б., Шенке, Г.В. Происхождение и условия формирования гипербазитового комплекса о. Гиббс, Южно-Шетландские острова, Западная Антарктика. Петрология, 1997, т.5, N 3, с.312-325.

75. Симонов В.А., Колобов В.Ю., Пейве А.А. Петрология и геохимия геодинамических процессов в Центральной Атлантике. Новосибирск: Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1999,224с.

76. Соболев А.В., Дмитриев JI.B., Цамерян О.П., Симонов В.А., Сколотнев С.Г., Базылев Б.А., О структуре и происхождении геохимической аномалии в базальтах 2-го слоя между 12 и 18° с.ш. Срединно-Атлантического хребта, Докл. РАН, 326, 1992, с.541-546.

77. Соболев А.В, Шимизу Н. Сверхобедненные расплавы и проницаемость океанической мантии. Докл. РАН, 1992, т.326, №2, с.354-360.

78. Соболев А.В., Батанова В.Г. Мантийные лерцолиты офиолитового комплекса Троодос, о-в Кипр: геохимия клинопироксена. Петрология, 1995, т.З, №5, с.487-495.

79. Соболев А.В. Включения расплавов в минералах как источник принципиальной петрологической информации. Петрология, 1996, т.4, №3, с.228-239.

80. Соболев А.В. Проблемы образования и эволюции мантийных магм // Автореферат дисс. . докт. геол.-минерал. наук. М.: ГЕОХИ, 1997. 50с.

81. Соколов С.Д., Бялобжеский С.Г. Террейны Корякского нагорья // Геотектоника. 1996. №6. С.68-80.

82. Соколов С.Д., Лагабриель И., Жерар Ж.-К, Базылев Б.А. Положение ультраосновных пород в разрезе горы Длинной (Пенжинский район, северо-восток России) и их тектоническая интерпретация .- Бюлл. МОИП, отд. геол., 2000, т.75, вып.5, с. 50-55.

83. Сурнин А.А. Позднеюрские ультраосновные и основные комплексы Колымского массива. Новосибирск: Наука, Сиб. Отд., 1990, 160с.

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

85. Худобина Е.А. Магматические породы Западной Туркмении. Тр.ВСЕГЕИ, нов.сер., 1961, т.45, с.32-36.

86. Файф У., Прайс Н., Томпсон А., Флюиды в земной коре, М.: Мир, 1981, 436с.

87. Чернышева В.И. Гипербазиты и габбро из рифтовых зон Аравийско-Индийского и Западно-Индийского подводных хребтов. Океанология, 1969, т.9, вып.4, с.637-648.

88. Штейнберг Д.С., Чащухин И.С. Серпентинизация ультрабазитов. М.: Наука, 1977, 312с.

89. Щека С.А., Куренцова Н.А., Волынец О.Н. Гипербазитовый парагенезис вкрапленников базальтов//В кн.: Типоморфные особенности породообразующих минералов. Владивосток:ДВНЦ АН СССР. 1978. С.3-27.

90. Abe N., Arai S., Yurimoto H. Geochemical characteristics of the uppermost mantle beneath the Japan island arcs: implications for upper mantle evolution. Phys. Earth Planet. Int., 1998, p.233-248.

91. Abrajano T.A., Pasteris J.D., The stabilization of native iron and iron-alloys (NIIA) during hydratation of ultramafic rocks, E.O.S. Trans., 65, 1984, p.l 123.

92. Ahmed Z., Hall A., Nickeliferous opaque minerals associated with chromite alteration in the Sakhakot Quila complex, and their compositional variation, Lithos, 15, 1982, p.39-47.

93. Allan C.R. The petrology of a portion of the Troodos plutonic complex, Cyprus. Ph.D. Thesis, Cambridge Univ., 1975. 345p.

94. Anders, E. & Grevesse, N. 1989. Abundances of the elements: meteoritic and solar. Geochimica et Cosmochimica Acta, 53, 197-214.

95. Anderson, G.M. & Burnham, G.W. (1965). The solubility of quartz in supercriticial water. American Journal of Sciences 263,494.

96. Anonymous. Penrose field conference on ophiolites. Geotimes, 1972, v.17, p.24-25.

97. Arai S. K/Na variation in phlogopite and amphibole of upper mantle peridotites due to fractionation of the metasomatizing fluids. J. Geol., 1986, v.94, p.436-444.

98. Arai S. An estimation of the least depleted spinel peridotite on the basis of olivine-spinel mantle array. Neues Jahrb. Mineral. Monatsh., 1987, #8, p.347-354.

99. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Review and interpretation // Chem. Geol. 1994. Vol.113. P.191-204.

100. Arai S., Fujii T. Petrology of ultramafic rocks from Site 395// In: Melson W.G., Rabinowitz P.D. et al. Init. Repts. DSDP. 1978. V.45. Washington (U.S.Govt. Printing office). P.587-594.

101. Arai, S., Matsukage, K., Isobe, E. & Vysotskiy, S. (1997). Concentration of incompatible elements in oceanic mantle: Effect of melt/wall interaction in stagnant or failed melt conduits within peridotite. Geochimica et Cosmochimica Acta 61,671-675.

102. Asimov P.D., Langmuir C.H. The importance of water to oceanic melting regimes. Nature, 2003, v.421, p.815-820.

103. Auge T. Etude mineralogique et petrographique de roches basiques et ultrabasiques du complexe ophiolitique du Nord Oman. Relations avec les chromitites. Comparaison avec deux complexes d'Arabie Saudite // These de Doct. Univ. Orleans. 1983.

104. Aumento F. Serpentine mineralogy of ultramafic intrusives in Canada and on the Mid-Atlantic Ridge. Pap. Geol. Surv. Canada, 1970, #69-53, p.1-51.

105. Aumento F., Loubat H. The Mid-Atlantic ridge near 45 N.XVI.Serpentinized ultramafic intrusions//Can.J. of Sci.1971. V.8. P.631- 663.

106. Ayers, J. Trace element modeling of aqueous fluid peridotite interaction in the mantle wedge of subduction zones. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1998, v. 132, p.390-404.

107. Ayers J. С., Eggler D.H. Partitioning of elements between silicate melt and H20-NaCl fluids at 1.5 Gpa pressure: implications for mantle metasomatism. Geochim. Cosmochim. Acta, 1995, v.59, p.4237-4246.

108. Baker M.B., Beckett J.R. The origin of abyssal peridotites: a reinterpretation of constraints based on primary bulc compositions. Earth & Planet. Sci. Letters, 1999, vol. 171, p.49-61.

109. Barazangi M., Isacks B. Lateral variations of seismic-wave attenuation in the upper mantle above the inclined earthquake zone of the Tonga island arc: Deep anomaly in the upper mantle. J. Geophys. Res., 1971, v.76, p.8493-8516.

110. Bassias Y., Triboulet C. Petrology and P-T-t evolution of the South West Indian Ridge peridotites. A case study: east of the Melville Fracture zone at 62 E.// Lithos. 1992. V.28. P.1-19.

111. Batanova V.G., Suhr G., Sobolev A.V. Origin of geochemical heterogeneity in the mantle peridotites from the Bay of Islands ophiolite, Newfoundland, Canada: Ion probe study of clinopyroxenes. Geochim. Cosmochim. Acta, 1998, vol.62, p.853-866.

112. Batanova V.G., Sobolev A.V. Compositional heterogeneity in subduction-related mantle peridotites, Troodos massif, Cyprus. Geology, 2000, v.28, #1, p.55-58.

113. Batanova V.G., Brugmann G., Bazylev B.A., Sobolev A.V., Hofmann A.W. PGE abundances and Os isotopes of depleted mantle source: constraints from mantle peridotites of ophiolite (Mamonia complex, Cyprus). Earth Planet. Sci. Let., 2003. (in prep).

114. Bazylev B.A., Geochemical effect of carbonatization of peridotites in oceanic crust, 5-th Zonenshain conference of plate tectonics, Moscow, November 22-25, 1995. Programme and Abstracts, p.4-5.

115. Bazylev B.A., Zakariadze G.S., Zhelyazkova-Panayotova M.D., Kolcheva K., Oberhaensly R.E., Solov'eva N.V. Genetic diversity of ophiolite ultramafic rocks from the crystalline basement of the Rhodope massif.- Ofioliti, 1998, v.22, Nol, p.41.

116. Bazylev B.A., Silantyev S.A. Geodynamic interpretation of subsolidus metamorphism of mantle spinel peridotites.-Ofioliti, 1999,24 (la), 61-62.

117. Bazylev B.A., Silantyev S.A., Kononkova N.N. Phlogopite and hornblende in spinel harzburgites from the Mid-Atlantic Rodge: Mineral assemblages and origin. -Ofioliti, 1999, 24 (la), 59-60.

118. Bazylev B.A., Silantyev S.A., Ganelin A.V. Different ultramafic types at Povorotny Cape ophiolite melange, Taigonos Peninsula, NE Russia. Geosciences 2000. Conference abstracts. University of Manchester, 2000. P.25.

119. Bazylev B.A., Popov K.V., Shcherbakov V.P. Petrographic features of oceanic peridotites as reflected by their magnetic properties. // Russian Journal of Earth Sciences, 2002, v.4. №3, p.211-223, URL:http:www.agu.org/wps/rjes/v04/tje02087/tj e02087.htm.

120. Bazylev B.A. Ultramafic rocks of the Mamonia Complex. In: Hall J., Krasheninnikov V.A. (Eds.) Geology of Eastern Mediterranean and Near East. Jerusalem: Historical Production - Hall ltd., 2003 (in press).

121. Bazylev B.A., Karamata S., Zakariadze G.S. Petrology and evolution of the Brezovica ultramafic massif, Serbia // In: Dilek, Y. & Robinson P.T. (eds). Ophiolites in Earth History. Geol. Soc. London Spec. Publ., 2003, v.218 (in press).

122. ВёЫеп, J., Shallo, M., Manika, K. & Gega, D. 1998. The Shebenik massif (Albania): a link between MOR- and SSZ-type ophiolites? Ofioliti, 23, 7-16.

123. Bebien, J., Dimo-Lahitte, A., Vergely, P., Insergueix-Filippi, D. & Dupeyrat, L. 2000. Albanian ophiolites. I — Magmatic and metamorphic processes associated with the initiation of a subduction. Ofioliti, 25, 39-46.

124. Beccaluva, L., Coltorti, M., Premti, I., Saccani, E., Siena, F. & Zeda, O. 1994. Mid-ocean ridge and suprasubduction affinities in the ophiolitic belts of Albania. Ofioliti, 19, 77-96.

125. Bedard, J.H. A procedure for calculating the equilibrium distribution of trace elements among the minerals of cumulate rocks, and the concentration of trace elements in the coexisting liquids // Chemical Geology. 1994. Vol.118. P.143-153.

126. Bender J.F., Hodges F.N., Вепсе A.E. Petrogenesis of basalts from the project FAMOUS area: experimental study from 0 to 15 kbars. Earth Planet Sci. Letters, 1978, v.41, p.277-302.

127. Berry R.F. Petrology of the Hili Manu lherzolite, East Timor. J. Geol. Soc. Australia, 1981, v.28, #3/4, p.453-469.

128. Bird J.M., Weathers M.S. Origin of josephinite. Geohem. J., 1979, v. 13, p.41-55.

129. Bishoff J.L., Fyfe W.S. Catalysis, inhibition and the calcite-aragonite problem.- Am.J.Sci., 1968, vol.266, p.65-79.

130. Bizimis, M., Salters, V.J.M. & Bonatti, E. 2000. Trace and REE content of clinopyroxenes from supra-subduction zone peridotites. Implications for melting and enrichment processes in island arcs. Chemical Geology, 165, 67-85.

131. Bloomer S.H. Petrography and relict mineralogy of serpentinites from Deep Sea Drilling Project Leg 84 //In: Von Huene et al. Init. Repts. DSDP.1985. Vol.84. Washington (US Govt. Printing Office). P.643-653.

132. Blundy, J.D., Robinson, J.A.C. & Wood, B.J. (1998). Heavy REE are compatible in clinopyroxene on the spinel lherzolite solidus. Earth and Planetary Science Letters 160, 493-504.

133. Blusztain J., Hart S.R. Sr and О isotopic ratios of aragonite veins from site 895. -In: Mevel C., Gillis K.M., Allan J.F. and Meyer P.S. (Eds). Proc. ODP, Sci. Results, 147: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1996, p.311-313.

134. Bodinier J.-L., Vasseur G., Vernieres J., Duruy C., Fabries J. Mechanism of mantle metasomatism: Geochemical evidence from the Lherz orogenic peridotite. J. Petrol., 1990, vol.31, p.597-628.

135. Bonatti E. Serpentinite protrusions in the oceanic crust // Earth. Planet. Sci. Letters. 1976. Vol.32. P.107-113.

136. Bonatti E. Subcontinental mantle exposed in the Atlantic ocean on St. Peter-Paul islets. Nature, 1990a, v.345, p.800-802.

137. Bonatti E. Not so hot "Hot Spots" in the oceanic mantle. Science, 1990b, v.250, p. 107-111.

138. Bonatti E., Honnorez J. Non-spreading crustal blocks at the Mid-Atlantic Ridge. Science, 1971, v.174, p.l 329-1331.

139. Bonatti E., Honnorez J., Ferrara G. Equatorial Mid-Atlantic Ridge: petrologic and Sr-isotope evidence for an alpine-type rock assemblage. Earth Planet. Sci. Letters, 1970, vol.9, p.247-256.

140. Bonatti E., Michael P.J. Mantle peridotites from continental rifts to ocean basins to subduction zones//Earth Planet. Sci. Lett. 1989. Vol.91. P.297-311.

141. Bonatti E., Ottonello J., Hamlin P.R. Peridotites from the island of Zabargad (St. John), Red Sea: petrology and geochemistry Hi. Geophys. Res. 1986. Vol.91. N BI. P.599-631.

142. Bonatti E., Peyve A., Kepezhinskas P., et al. Upper mantle heterogeneity below the Mid-Atlantic Ridge, 0 -15 N // J. Geophys. Res. 1992. Vol.97. No. B4. P.4461-4476.

143. Bonatti E., Seyler M. Crustal underplating and evolution in the Red Sea rift: Uplifted gabbro/gneiss crustal complexes on Zabargad and Brothers islands // J. Geophys. Res. 1987. Vol.92. No B12. P.12803-12821.

144. Bonatti E., Seyler M., Sushevskaya N. A cold suboceanic mantle belt at the Earth's equator // Science. 1993. Vol.261. P.315-320.

145. Bonatti E., Emiliani C., Ferrara G., Honnorez J., Rydell H. Ultramafic-carbonate breccias from the equatorial Mid-Atlantic Ridge.- Mar. Geol., 1974,16:83-102.

146. Bonatti E., Lawrence J.R., Hamlin P.R., Breger D. Aragonite from deep sea ultramafic rocks.-Geochim. Cosmochim.Acta, 1980, vol.44, p. 1207-1214.

147. Bonatti E., Lawrence J.R., Morandi N., Serpentinization of oceanic peridotites: temperature dependence of mineralogy and boron content, Earth Planet. Sci. Lett., 70, 1984, p.88-94.

148. Bonatti E., Seyler M., Channell J., Giraudeau J., Mascle G. Peridotites drilled from the Tyrrhenian sea, ODP Leg 107. -In: Kastens K.A., Mascle J. et al., 1990. Proc. ODP, Sci. Results, v.107. College Station, TX (Ocean Drilling Program), p.37-47.

149. Bonatti E., Ligi M., Brunelli D., Cipriani A., Fabretti P., Ferrante V., Gasperini L., Ottolini L. Mantle thermal pulses below the Mid-Atlantic Ridge and temporal variations in the formation of oceanic lithosphere. Nature, 2003, v.423, p.499-505.

150. Bottinga Y., Allegre C.J. Thermal effects of seafloor spreading and the nature of oceanic crust //Tectonophysics. 1973. Vol.18. P.l-17.

151. Boudier F., Coleman R.G. Cross section through the peridotite in the Samail ophiolite, Southeastern Oman Mountains // J. Geophys. Res. 1981. V.86. No B4. P.2573-2592.

152. Bougault H., Dmitriev L., Schilling J.C., Sobolev A., Joron J.L., Needham H.D. Mantle heterogeneity from trace elements: MAR triple junction near 14°N. Earth & Planet. Sci. Letters, 1988, vol. 88, p.27-36.

153. Bougault H., Treuil M. Mid-Atlantic Ridge: zero age geochemical variations between Azores and 22 N// Nature. 1980. V.286. P.209-212.

154. Bourgois J., Desmet A., Tournon J., Aubouin J. Petrology and geochemistry of mafic and ultramafic rocks drilled during DSDP Leg 84 (Landward slope of the Middle America Trench off Guatemala) // Ofioliti. 1984. Vol.9. N1. P.27-42.

155. Brenan, J.M., Shaw, H.F, & Phinney, D.L. (1994). Experimental determination of trace element partitioning between pargasitic amphibole and hydrous silicate melt. Mineralogical Magazine 5 8 A, 121-122.

156. Brey G.P., Kohler T. Geothermobarometry in four-phase lherzolites. II. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers // Journal of Petrology. 1990. Vol. 31. P. 1353-1378.

157. Brown G.M., Pinsent R.H., Coisy P. The petrology of spinel-peridotite xenoliths from the Massif Central, France. Am. J. Sci., 1980, v.280-A, Pt.2, p.471-498.

158. Browning P. The petrology, geochemistry, and structure of the plutonic rocks of the Oman ophiolite // Ph.D. Thesis. Open Univ., Milton Keynes, England, UK, 1982.

159. Bultitude R.J., Green D.H. Experimental study of crystal-liquid relationships at high pressures in olivine nephelinite and basanite compositions. J. Petrol., 1971, v. 12, p. 121-147.

160. Burg J.P., Ricou L.E., Ivanov Z, Dimov D., Godfriaux I., Klain L. Syn-metamorphic nappe complex in the Rhodope massif. Structure and kinematics // Terra Nova. 1996. V.8. P.6-15.

161. Ofioliti, 1982, vol.7, p.l 13-114. Cannat M. Emplacement of mantle rocks in the seafloor at Mid-Ocean ridges // J. Geophys.

162. Res. 1993. Vol.98. No.B3. P.4163-4172. Cannat M., Bideau D., Bougault H. Serpentinized peridotites and gabbros in the Mid-Atlantic Ridge axial valley at 15°37'N and 16°52'N // Earth & Planet. Sci. Letters. 1992. Vol. 109. P.87-106.

163. Chaussidon M., Lorand J.P. Sulphur isotope composition of orogenic spinel lherzolite massifs from Ariege (north-eastern Pyrenees, France): an ion microprobe study. Geochim. Cosmochim. Acta, 1990, v.54, p.2835-2846.

164. Chernosky J.V., Jr., Berman R.G., Bryndzia L.T. Serpentine and chlorite equilibria. In: Bailey S.W. (Ed.) Hydrous phyllosilicates other than micas. Rev. Mineral., 1988, v.19, p.295-346.

165. Chen, C.-H. Estimation of the degree of partial melting by (ИагО+КгО) and AI2O3/S1O2 of basic magmas. Chemical Geology, 1988, v.71: 355-364.

166. Christodoulou C. Mineralogy of the Macquarie Island plutonic suite. Fractionation processes at shallow level magma chambers and controls on basalt major element chemistry// Ofioliti.1994. V.19. N.2a. P.217-246.

167. Coffin M.F., Frohlich C., Mann P., Massel C., et al. Tectonics of the Macquarie Ridge Complex// EOS, Transactions AGU. 1994. V.75. P.668.

168. Coleman R.G. Ophiolites, Ancient oceanic lithosphere? Springer-Verlag, Berlin, 1977, 229p.

169. Coleman R.G., Keith Т.Е. A chemical study of serpentinization Burro Mountains, California. J. Petrol., 1971, v. 12, p.311-328.

170. Crawford Т., Coffin M. Marine geophysical and geological investigations of Macquarie Ridge, Macquarie Island and Macquarie triple junction// InterRidge News. 1993. V.2. P.5-8.

171. Christensen N.I. The abundance of serpentinites in the oceanic crust. J. Geol., 1972, v.80, p.709-719.

172. DeMetz C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Current plate motions. Geophysical Journal International, 1990, vol.101, #2, p.425-478.

173. Den Tex E. Origin of ultramafic rocks, their tectonic settings and history: A contribution to the discussion on the paper "The origin of ultramafic and ultrabasic rocks", by P.J. Wyllie. Tectonophysics, 1969, vol.7, p.757-788.

174. De Wit M.J., Dutch S., Kligfield R. et al. Deformation, serpentinization and emplacement of a dunite complex, Gibbs Island, South Shetland Islands: Possible fracture zone tectonics. J. Geol., 1977, vol.85, p.745-762.

175. Dick H.J.B. Partial melting in the Josephine peridotite. I. The effect on mineral composition and its consequence for geobarometry and geothermometry. Am. J. Sci., 1977, v.211, p.801-832.

176. Dick, H.J.B. 1989. Abyssal peridotites, very slow spreading ridges and ocean ridge magmatism. In: Saunders, A.D. & Norry, M.J. (eds) Magmatism in the ocean basins. Geological Society, London, Special publications, 42, 71-105.

177. Dick, H. J. B. & Bullen, T. 1984. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 86,54-76.

178. Dick, H.J.B. & Fisher, R.L. 1984. Mineralogic studies of the residues of mantle melting: abyssal and alpine-type peridotites. In: Kornprobst, J. (ed) Kimberlites II. The mantle and crust-mantle relationships. Amsterdam, Elsevier, 295-308.

179. Dick, H.J.B., Fisher, R.L. & Bryan, W. B. 1984. Mineralogical variability of the uppermost mantle along mid-ocean ridges. Earth and Planetary Science Letters, 73,91-104.

180. Dick H.J.B., Dmitriev L., Kelemen P., Sobolev A.V., and Bazylev B.A. Podiform dunite at the 15 20 fracture zone: Implications for magma genesis beneath ocean ridges.- Abstract for Goldschmidt Conference, 1992.

181. Dick, H.J.B. & Kelemen, P.B. (1992). Light rare earth element enriched clinopyroxene in harzburgite from 15°05' N on the Mid-Atlantic ridge. EOS Transactions 73, 584.

182. Dodson M.H. Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1973. Vol.40. P.259-274.

183. Dungan M.A. A microprobe study of antigorite and some serpentine pseudomorphs. Can. Miner., 1979, v. 17, p.771-784.

184. Dyar M.D., McGuire A.V., Ziegler R.D. Redox equilibria and crystal chemistry of coexisting minerals from spinel lherzolite mantle xenoliths. Am. Miner., 1989, v.74, p.969-980.

185. Eggler D.H. Solubility of major and trace elements in mantle metasomatic fluid: experimental constraints. In: Mantle metasomatism. Menzies M.A., Hawkesworth C.J. (Eds.). London: Academic Press Geology Series, 1987, p.21-41.

186. Elthon D. Chemical trends in abyssal peridotites: refertilization of depleted suboceanic mantle. J. Geophys. Res., 1992, vol.97, p.9015-9025.

187. Engel C.G., Fisher R.L. Granitic to ultramafic rock complex of the Indian Ocean. Geol. Soc. Am. Bull., 1975, v.86, p.1553-1578.

188. Ernst W.G. Petrochemical study of lherzolitic rocks from the Alps. J. Petrol., 1978, v. 19, p.341-392.

189. Ernst W.G. Interpretative synthesis of the metamorphism in the Alps. Geol. Soc. Am. Bull., 1973, v.84, p.2053-2078.

190. Ernst W.G., Piccardo G.B. Petrogenesis of some Ligurian peridotites. I. Mineral and bulk-rock chemistry. Geochim. Cosmochim. Acta, 1979, v.43, p.219-237.

191. Evans B.W., Trommsdorff V. Reggional metamorphism of ultramafic rocks in the Central Alps: Parageneses in the system Ca0-Mg0-Si02-H20. Sweiz. Mineral. Petrol. Mitt., 1970, v.50, p.481-492.

192. Evans B.W., Frost B.R. Chrome spinel in progressive metamorphism a preliminary analysis. Geochim. Cosmochim. Acta, 1975, v.39, p.959-972.

193. Evans, B.W. 1977. Metamorphism of alpine peridotite and serpentinite. Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences, 5, 397-447.

194. Evans C.A. Petrology and geochemistry of the transition from mantle to crust beneath an island arc-backarc pair: Implications from the Zambales Range ophiolite // Ph.D. Thesis. Univ. Of California. San Diego. 1983.

195. Evans C.A. Magmatic "metasomatism" in peridotites from the Zambales ophiolite// Geology. 1985.V.13. P.166-169.

196. Evans C.A., Girardeau J. Galicia margin peridotites: undepleted abyssal peridotites from the north Atlantic. In: Boillot G., Winterer E.L. et al. Proc. ODP, Sci. Results, 1988, vol.103. College Station, TX (Ocean Drilling Program), p.195-208.

197. Eugster H.P., Skippen G.B., Igneous and metamorphic reactions involving gas equilibria, In: Researches in Geochemistry, ed. P.H.Abelson, 2, Wiley, New York, 1967, p.492.

198. Falloon T.J., Green D.H. Anhydrous partial melting of MORB pyrolite and other peridotite compositions at 10 kbar: Implications for the origin of MORB glasses. Mineral. Petrol., 1987, v.37, p.181-219.

199. Falloon T.J., Green D.H. Anhydrous partial melting of peridotite from 8 to 35 kb and the petrogenesis of MORB. J. Petrol., 1988, Spec. Lithosphere Issue, p.379-414.

200. Falloon T.J., Green D.H., Hatton C.J., Harris K.L. Anhydrous partial melting of a fertile and depleted peridotite from 2 to 30 kb and application to basalt petrogenesis. J. Petrol., 1988, v.29, p. 1257-1282.

201. Fisk M.R., Вепсе A.E. Experimental crystallization of chrome spinel in Famous basalt 527.1.1. Earth Planet. Sci. Letters, 1980, v.48, p. 111-123.

202. Forsyth D.W. Crustal thickness and the average depth and degree of melting in fractional melting models of passive flow beneath mid-ocean ridges. J. Geophys. Res., 1993, vol.98, p.l6073-16079.

203. Fox P.J., Gallo D.G. A tectonic model for ridge-transform-ridge plate boundaries: Implications for the structure of oceanic lithosphere // Tectonophysics. 1984. Vol.104. P.205-242.

204. Francis D. Mantle-melt interaction recorded in spinel lherzolite xenoliths from the Alligator Lake volcanic complex, Yukon, Canada. J. Petrol., 1987, v.28, p.569-597.

205. Frey F.A., Prinz M. Ultramafic inclusions from San Carlos, Arizona: petrologic and geochemical data bearing on their petrogenesis. Earth Planet. Sci. Letters, 1978, v.38, p.129-176.

206. Frey F.A., Suen C.J., Stockman H.W. The Ronda high temperature peridotite: geochemistry and petrogenesis. Geochim. Cosmochim. Acta, 1985, v.49, p.2469-2491.

207. Frost R. Contact metamorphism of serpentinite, chloritic blackwall and rodingite at Paddy-Go-Easy Pass, Central Cascades, Washington// J. of Petrology. 1975. V.16. Part 2. P.272-313.

208. Frost B.R. On the stability of sulphides, oxides, and native melals in serpentine. J. Petrol., 1985, v.26, p.31-65.

209. Fujii T. Petrology of peridotites from Hole 670A, Leg 109// In: Detrick R., Honnorez J., Bryan W., Juteau T. et al.1990. Proc.ODP.Sci. Results. V.106/109: College Station, TX (Ocean Drilling Program). P. 19-26.

210. Fujii Т., Scarfe C.M. Composition of liquids coexisting with spinel lherzolite at 10 kbar and the genesis of MORBs. Contrib. Mineral. Petrol., 1985, v.90, p.18-28.

211. Gasparik T. Contrib. Mineral. Petrol., 1987, v.96, p.357.

212. Ghose I., Cannat M., Seyler M. Transform fault effect on mantle melting in the MARK area (Mid-Atlantic ridge south of the Kane transform). Geology, 1996, vol.24, p. 1139-1142.

213. Govindaraju K. 1989 compilation of working values and sample description for 272 geostandarts// Geostandards Newslettes. Sp. Issue. 1989. V.13. P. 1-113.

214. Green D.H. High temperature peridotite intrusions. In: Wyllie P.S. (Ed.) Ultramafic and related rocks. New York: Wiley, 1967, p.212-221.

215. Green D. H., W. O. Hibberson W.O. et al. (1979). Petrogenesis of mid-ocean ridge basalts. — In: The Earth: its origin, structure, and evolution. M. W. McElhinney (Ed.). London, Academic Press: 265-299.

216. Griffin B.J., Varne R. The Macquarie Island ophiolite complex: Mid-Tertiary oceanic lithosphere from a major ocean basin// Chem. Geol. 1980. V.30. P.285-308.

217. Grove, T.L. & Kinzler, R. J.(1986). Petrogenesis of andesites. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 14,417-454.

218. Halliday, A.N., Lee, D.C., Tommasini, S., Davies, G.R., Paslick, C.R., Fitton, J.G. & James, D.E. (1995). Incompatible Trace-Elements in OIB and MORB and Source Enrichment in the Sub-Oceanic Mantle. Earth and Planetary Science Letters 133, 379-395.

219. Hamlin P.R., Bonatti E. Petrology of mantle-derived ultramafics from the Owen fracture zone, northwest Indian ocean: implications for the nature of the oceans upper mantle // Earth Planet. Sci. Letters. 1980. Vol.48. P.65-79.

220. Hart S.R., Zindler A. In search of bulk Earth composition. Chem. Geol., 1986, v.57, p.247-267.

221. Hart S.R., Dunn T. Experimental cpx/melt partitioning of twenty-four trace elements. Contrib. Mineral. Petrol., 1993, v. 113, p. 1-8.

222. Hauri E.H., Shimizu N., Dieu J.J., Hart S.R. Evidence of hotspotOrelated carbonatite metasomatism in the oceanic upper mantle. Nature, 1993, v.365, p.221-227.

223. Hebert R. Petrography and mineralogy of oceanic peridotites and gabbros: some comparisons to similar continental rocks. Ofioliti, 1982,v.7, #2/3, p.299-324.

224. Hekinian R., Aumento F. Rocks from the Gibbs fracture zone and the Minia seamount near 53 N in the Atlantic ocean// Mar. Geol. 1973. V.14. P.47-72.

225. Helgeson H.C., Delany J.M., Nesbitt H.W., Bird D.K. Summary and critique of the thermodynamic properties of rock-forming minerals. Am. J. Sci., 1978, v.278, p. 1-229.

226. Hellebrand, E., Snow, J.E., Dick, H.J.B. & Hofmann A. 2001. Coupled major and trace elements as indicators of the extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites. Nature, 410, 677-681.

227. Hellebrand E., Snow J.E., Muhe R. Mantle melting beneath Gakkel Ridge (Arctic ocean): abyssal peridotite spinel compositions. Chemical Geology, 2002, vol.182, p.227-235.

228. Hemley J.J., Montoya J.W., Christ C.L., Hostetler P.B. Mineral equilibria in the Mg0-Si02-H20 system: I. Talc-chryzotile-forsterite-brucite stability relations. Amer. J. Sci., 1977, v.277, p.322-351.

229. Herzberg C.T. Lithosphere peridotites of the Kaapvaal craton. Earth & Planet. Sci. Letters, 1993, vol. 120, p.13-29.

230. Hervig R.L., Smith J.V. Sodium thermometer for pyroxenes in garnet and spinel lherzolites. J. Geol., 1980, v.88, p.337-342.

231. Hervig R.L., Smith J.V. Temperature-dependent distribution of Cr bwtween olivine and pyroxenes in lherzolite xenoliths. Contrib. Mineral. Petrol., 1982, v.81, p.184-189.

232. Herzberg C.T. Lithosphere peridotites of the Kaapvaal craton. Earth Planet. Sci. Letters, 1993, v.120, p. 13-29.

233. Hess H.H. The oceanic crust, the upper mantle and the Mayaguez serpentinized peridotites. NAS-NRC publJ 1188,1964, p.169-175.

234. Hirth G., Kohlstedt D.L. Water in oceanic upper mantle: Implications for rheology, melt extraction and the evolution of lithosphere. Earth Planet. Sci. Letters, 1996, v. 144, p.93-108.

235. Hoffman M.A., Walker D. Textural and and chemical variations of olivine and chrome spinel in the East Dover ultramafic bodies, south-central Vermont // Geol.Soc. Am.BuIl. 1978. V. 89. P.699-710.

236. Hofmann A.W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth & Planet. Sci. Letters, 1988, vol. 90, p.297-314.

237. Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature, 1997, v.385,p.219-229.

238. Holland, H.D. (1967). Gangue minerals in hydrothermal deposits. In: Barnes, H.L. (Ed.) Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. Holt, Rinehart and Winston. N.Y. p.382.

239. Honnorez J., Kirst P. Petrology of rodingites from the Equatorial Mid-Atlantic fracture zones and their geotectonic significance// Contrib. Mineral. Petrol. 1975. V.49. P.233-257.

240. Jackson E.D., Thayer T.P. Some criteria for distinguishing between stratiform, concentric and alpine peridotite-gabbro complexes. XXIV Int. Geol. Congress, 1972, sect.2, p.289-296.

241. Jaeger J.C. Cooling and solidification of igneous rocks // Ed. by Hess H.H., Poldervaart A. //Basalts. Interscience Publishers. 1968. Vol.2. P.503-536.

242. Jaques A.L., Chappel B.W. Petrology and trace element geochemistry of the Papuan ultramafic belt. Contrib. Mineral. Petrol., 1980, v.75, p.55-70.

243. Jaques A.L., Green D.H. Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts. Contrib. Mineral. Petrol., 1980, v.73, #3, p.287-310.

244. Jarosevich E., Nelen J.A., Norberg J.A. Microprobe analyses of four natural glasses and one mineral: an interlaboratory study of precission and accurancy// Smithonian Contrib. Earth Sci. 1979. V.22. P.68.

245. Jenkins D.M., Chernosky J.V. Phase equilibria and crystallochemical properties of Mg-chlorite. Am.Miner., 1986, v.71, p.924-936.

246. Johnson, K.T.M., Dick, H.J.B. & Shimizu, N. (1990). Melting in the oceanic upper mantle: an ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites. Journal of Geophysical Research 95,2661-2678.

247. Johnson K.T.M., Dick H.J.B. Open system melting and temporal and spatial variation of peridotite and basalt at the Atlantis II fracture zone // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. P.9219-9241.

248. Juteau Т., Bingol F., Noack Y. et al. Preliminary results: mineralogy and geochemistry of alteration products in Leg 45 basement samples.- Init. Repts. DSDP., 1979, vol. XLV, p.613-646.

249. Karamata, S., Majer, V. & Pamic, J. 1980. Ophiolites of Yugoslavia. Ofioliti, Tethian ophiolites (special issue), 1, 105-125.

250. Karamata, S. & Milovanovic, D. 1990. Metamorphism beneath the Brezovica ultramafics in the Ostrovica area. XII Kongres geologia Jugoslavije, II, Ohrid, 290-300. (in Serb.-croat.)

251. Karamata, S. & Krstic, B. 1996. Terranes of Serbia and neighbouring areas. -In: Knezevic, V. & Krstic, B. (eds) Terranes of Serbia, Barex, Belgrade, 25-40.

252. Karig D.E. Origin and development of marginal basins in the western Pacific. J. Geophys. Res., 1971, v.76, p.2542-2561.

253. Kelemen P.B. Reaction between ultramafic rock and fractionating basaltic magma. I. Phase relations, the origin of calc-alkaline magma series, and the formation of discordant dunite. J. Petrol., 1990, v.31, p.51-98.

254. Kelemen P.B., Kinzler R.J., Johnson K.T.M., Irving A.J. High field strength element depletion in arc basalts due to mantle-magma interaction. Nature, 1990, v.345, p.521-524.

255. Kelemen P.B., Dick H.G.B., Quick J.E. Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle // Nature. 1992. V.358. P.635-641.

256. Kelemen, P.B., Shimizu, N. & Salters, V.J.M. 1995. Extraction of mid-ocean ridge basalts from the upwelling mantle by focused flow of melt in dunite channels. Nature, 375, 747753.

257. Kelemen P.B., Hirth G., Shimizu N., Spiegelman M., Dick H.J.B. A review of melt migration processes in the adiabatically upwelling mantle beneath oceanic spreading ridges. Philos. Trans. R. Soc. London, Ser.A, 1997, vol.355, p.283-318.

258. Kennedy A.K., Lofgren G.E., Wasserburg G.J. An experimental study of trace element partitioning between olivine, orthopyroxene and melt in chondrules: equilibrium values and kinetic effects. Earth Planet. Sci. Letters, 1993, v.l 15, p.177-195.

259. Keppler, H. (1996). Constraints from the partitioning experiments on the composition of subduction zone fluids. Nature 380, 237-240.

260. Kimball K.L., Spear F.S., Dick H.J.B. High temperature alteration of abyssal ultramafics from the Islas Orcadas fracture zone, South Atlantic// Contrib. Mineral. Petrol. 1985. V.94. P.307-320.

261. Kimball K.L., Gerlach D.C. Sr isotopic constraints on hydrothermal alteration of ultramafic rocks in two oceanic fracture zones from the South Atlantic Ocean. Earth Planet. Sci. Letters, 1986, v.78, p. 177-188.

262. Kimball K.L., Evans C.A. Hydrothermal alteration of peridotite from the Galicia Margin, Iberian peninsula. In: Boillot G., Winterer E.L. et al. Proc. ODP, Sci. Results, 1988, vol.103. College Station, TX (Ocean Drilling Program), p.241-252.

263. Kinsman D.J.J., Holland H.D. The coprecipitation of cations with СаСОз. IV: The coprecipitation of Sr2"1" with aragonite between 16 and 96°C.- Geochim.Cosmochim.Acta, 1969, vol.33, p.1-17.

264. Kinzler R.J. Melting of mantle peridotite at pressures approaching the spinel to garnet transition: application to mid-oceanic ridge basalts petrogenesis. J. Geophys. Res., 1997, vol.102, p.853-874.

265. Kinzler R.J., Grove T.L. Primary magmas of mid-ocean ridge basalts. I. Experiments and methods. J. Geophys. Res., 1992, v.97, p.6907-6926.

266. Klitgord K.D., Shouten H. The Geology of North America. The Western North Atlantic region. In: Vogt, P.R., Tucholke B.E. (eds.) The Geol. Soc. Amer., 1986, p.351.

267. Komor S.C., Grove T.L., Hebert R. Abyssal peridotites from ODP Hole 670A (21°10'N, 45°02'W): Residues of mantle melting exposed by non-constructive axial divergence//In:

268. Detrick R., Honnorez J., Bryan W., Juteau T. et al., 1990. Proc.ODP. Sci. Results. V.106/109: College Station, TX (Ocean Drilling Program). P.85-102.

269. Komprobst J., Ohnenstetter D., Ohnenstetter M. Na and Cr contents in clinopyroxenes from peridotites: a possible discriminant between "Sub-continental" and "Sub-oceanic" mantle. Earth Planet. Sci. Letters, 1981, v.53, p.241-254.

270. Kurat G., Palme H., Spettel В., Baddenhausen H., Hofmeister H., Palme C., Wanke H. Geochemistry of ultramafic xenoliths from Kapfenstein, Austria: evidence for a variety of upper mantle processes. Geochim. Cosmochim. Acta, 1980, v.44, p.45-60.

271. Maaloe S., Aoki K.I. The major element composition of the upper mantle estimated from the compositions of lherzolites. Contrib. Mineral. Petrol., 1975, v.63, p.161-173.

272. MacGregor I.D., Bazu A.R. Petrogenesis of the Mount Albert Ultramafic Massif, Quebec // Geol. Soc. Am. Bull. 1979. Pt II. Vol. 90. P.1529-1627.

273. Magaritz M., Taylor H.P., Jr. Oxygen and hydrogen isotope studies of serpentinization in the Troodos ophiolite complex, Cyprus. Earth Planet. Sci. Letters, 1974, v.23, #1, p.8-14.

274. Malpas J.G., Xenophontos C. Mamonia complex and its relation to the Troodos ophiolite. In: Symp. Troodos 87. Ophiolites and oceanic lithosphere. 4-10 Oct. 1987. Field excursion guidebook. Nicosia: Geol. Surv. Dept. Cyprus, 1987, p.234-257.

275. Martin В., Fyfe W.S., Some experimental and theoretical observations on the kinetics of hydration reactions with particular reference to serpentinization, Chem. Geol., 6, 1970, p.l 85-202.

276. Maurel, С. and P. Maurel. Etude experimentale de la distribution de l'aluminium entre bain silicate basique et spinelle chromifere. Implications petrogenetiques: teneur en chrome des spinelles. Bull. Mineral., 1982, v. 105, p. 197-202.

277. Maury R.C., Defant M.J., Joron J.-L. Metasomatism of the sub-arc mantle inferred from trace elements in Philippine xenoliths. Nature, 1992, v.360, p.661-663.

278. McDonough W.F. Constraints on the composition of the continental lithospheric mantle. Earth Planet. Sci. Letters, 1990, v. 101, p.1-18.

279. McDonough, W.F. & Sun, S.S. 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120, 223-253.

280. McKenzie, D. & O'Nions, R. K. (1991). Partial melt distributions from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology 32, 1021 -1091.

281. Melson W.G., Jarosevich E., Bowen V.T., Thompson G. St. Peter-Paul rocks: A high temperature mantle derived intrusion. Science, 1967, v.155, p.l532-1535.

282. Mercier J.C. Syngle-pyroxene thermobarometry. Tectonophysics, 1980, v.70, p.1-37.

283. Meschide M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chem. Geol., 1986, v.56, p.207-218.

284. Mdvel C., Stamoudi C. Hydrothermal alteration of the upper-mantle section at Hess deep. — In: Mevel C., Gillis K.M., Allan J.F., Meyer P. (Eds.), 1996. Proc. ODP, Sci. Results, 147: College Station, TX (Ocean Drilling Program), p.255-291.

285. Michael P.J., Bonatti E. Petrology of ultramafic rocks from sites 556, 558, and 560 in the North Atlantic// In: Bougault, H., Cande S.C., et al. Init. Repts. DSDP. 1983. V.82: Washington (U.S.Govt. Printing office). P.523-528.

286. Michael P.J., Bonatti E. Peridotite composition from the North Atlantic: regional and tectonic variations and implications for partial melting// Earth Planet. Sci. Lett. 1985. V.73. P.91-105.

287. Miyashiro A. Pressure and temperature conditions and tectonic significance of regional and ocean floor metamorphism. Tectonophysics, 1972, v.13, p.141-159.

288. Miyashiro A. The Troodos ophiolite complex was probably formed in an island arc. Earth Planet. Sci. Letters, 1973, v.19, p.218-224.

289. Miyashiro, A., Shido, F. & Ewing, M. (1969). Composition and origin of serpentinites from the Mid-Atlantic Ridge near 24° and 30°N latitude. Contributions to Mineralogy and Petrology 23,38-52.

290. Moody J.B., Serpentinization: a review, Lithos, 9, 1976, p.126-138.

291. Moores E.M., Robinson P.T., Malpas J., Xenophontos C. A model for the origin of the Troodos massif, Cyprus, and other Mideast ophiolites. Geology, 1984, v. 12, p.500-503.

292. Mottl M.J., Seyfried W.E., Jr. Sub-seafloor hydrothermal systems: rocks- vs. seawater domonated. -In: Seafloor spreading centers hydrothermal systems. Benchmark Papers in Geology, 1980, v.56, p.66-82.

293. Mysen B.O., Boetcher A.L. Melting of hydrous mantle, I. Phase relations in natural peridotite at high pressures and temperatures with controlled activities of water, carbon dioxide, and hydrogen. J.Petrol., 1975a,v.l6, #3, p.520-548.

294. Mysen B.O., Boetcher A.L. Melting of hydrous mantle, II. J.Petrol., 1975b,v.16, #3, p.549-593.

295. Mysen B.O., Kushiro I. Compositional variation of coexisting phases with degree of partial melting of peridotite in the upper mantle. Am. Miner., 1977, v.62, p.843-865.

296. Nagata J., Goto A., Obata M. The parabolic pattern of chromium partitioning observed between pyroxenes and spinel from ultramafic rocks and its petrologic significance. Contrib. Mineral. Petrol., 1983, v. 82, p.42-51.

297. Navon O., Stolper E. Geochemical consequences of melt percolation: the upper mantle as a chromatographic column. J. Geol., 1987, vol.35, p.285-307.

298. Neuman G.A., Forsyth D.W. The paradox of the axial profile: Isostatic compensation along the axis of the Mid-Atlantic Ridge?//J. Geophys. Res. 1993. Vol.98. P.17891-17910.

299. Nicolas A. A melt extraction model based on structural studies in mantle peridotites // J. Petrol. 1986. Vol.27. P.999-1022.

300. Nicolas A., Jackson E.D. Repartition en deux provinces des peridotites des chaines alpines longeant la mediterranee: implications geotectoniques. Bull. Suis. Mineral. Petrol., 1972, vol.52, p.479-495.

301. Nicolas A., Le Pichon X. Thrusting of young lithosphere in subduction zones with special reference to structures in ophiolitic peridotites // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V.46. P.397-406.

302. Niida K. Mineralogy of MARK peridotites: replacement through magma channeling examined from Hole 920D, MARK area. In: Karson J.A., Cannat M., Miller D.J.,

303. Elthon D. (Eds.), 1997. Proc. ODP, Sci. Results, 153: College Station, TX (Ocean Drilling Program), p.265-275.

304. Niu Y. Mantle melting and melt extraction processes beneath oceanic ridges: evidence from abyssal peridotites. J. Petrol., 1997, v.38, p. 1047-1074.

305. Niu Y. Comments on some misconceptions in igneous and experimental petrology and methodology: A reply. J. Petrol., 1999, v.40, p.l 195-1204.

306. Niu Y., Batiza R. An empirical method for calculating melt compositions produced beneath mid-ocean ridges: applications for axis and off-axis (seamounts) melting // J. Geophys. Res. 1991. Vol.96. P.21753-21777.

307. Niu Y., Hekinian R. Spreading-rate dependence of the extent of mantle melting beneath ocean ridges//Nature. 1997a.Vol.385/23. P.326-329.

308. Niu Y., Hekinian R. Basaltic liquids and harzburgitic residues in the Garrett transform: A case study of fast-spreading ridges. Earth Planet. Sci. Letters, 1997b, v. 146, p.243-258.

309. Niu Y., Langmuir C.H., Kinzler R.J. The origin of abyssal peridotites: a new perspective. Earth & Planet. Sci. Letters, 1997, vol. 152, p.251-265.

310. Obata M. Petrology and pedogenesis of the Ronda high-temperature peridotite intrusion, Southern Spain. PhD Thesis, MIT, Boston, USA, 1977.

311. Obata M., Thompson A.B. Amphibole and chlorite in mafic and ultramafic rocks in the lower crust and upper mantle. A theoretical approach. Contrib. Mineral. Petrol., 1981, v.77, #1, p.74-81.

312. Ohara Y., Stem R., Ishii Т., Yurimoto H., Yamazaki T. Peridotites from the Mariana Trough: first look at the mantle beneath an active back-arc basin. Contrib. Mineral. Petrol., 2002, v.143, p.1-18.

313. O'Neill H.S.C. The transition between spinel lherzolite and garnet lherzolite, and its use as a geobarometer. Contrib. Mineral. Petrol., 1981, v.77, p.185-194.

314. O'Neill H.S.C., Wall V.J., The olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer, the nickel precipitation curve, and the oxygen fugacity of the Earth's upper mantle, Journal of Petrology, 28, 1987, p.l 169-1191.

315. Ottonello G., Piccardo G.B., Ernst W.G. Petrogenesis of some Ligurian peridotites II. Rare earth element geochemistry. Geochim. Cosmochim. Acta, 1979, vol.34, p. 1273-1284.

316. Ozawa K. Olivine-spinel geospeedometry: Analysis of diffusion-controlled Mg-Fe2+ exchange// Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. Vol.48. P.2597-2611.

317. Ozawa K. Petrology of aluminous spinel peridotites and pyroxenites of the Miyamori Ultramafic complex, northeast Japan // J. Fac. Sci. Univ. Tokyo. Sec. II. 1987. Vol.21. N4. P.309-332.

318. Ozawa K. Ultramafic tectonite of the Miyamori ophiolite complex in the Kitakami Mountains, Northeast Japan: hydrous upper mantle in an island arc // Contrib. Mineral. Petrol. 1988. Vol.99. P.159-175.

319. Ozawa K., Shimizu N. Open-system melting in the upper mantle: Constraints from the Hayachine-Miyamori ophiolite, northeastern Japan // J. Geophys. Res. 1995. Vol.100. NoBll.P.22315-22335.

320. Page N.J. Serpentinization and alteration in an olivine cumulate from the Stillwater complex, south-western Momtana. Contrib. Mineral. Petrol., 1976, v.54, p.127-137.

321. Pamic J. Considerations on the boundary between lherzolite and harzburgite subprovinces in the Dinarides and northern Hellenides. Ofioliti, 1983, 8, 153-164.

322. Parker R.Z., Oldenburg D.W. Thermal models of oceanic ridges // Nature Phys. Sci. 1973. Vol.242. P. 137-139.

323. Parkinson I.J., Pearce J.A. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana Forearc (ODP Leg 125): Evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a supra-subduction zone setting//J. of Petrology. 1998. Vol.39. No9. P.1577-1618.

324. Pearce J.A., Cann J.R. Ophioliye origin investigated by discriminant analysis using Ti, Zr, and Y. Earth Planet. Sci. Letters, 1971, v. 12, p.339-349.

325. Pearce J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace elements analysis. Earth Planet. Sci. Letters, 1973, v. 19, p.290-300.

326. Piccardo G.B., Rampone E., Vannucci R., Shimizu N., Ottolini L., Bottazzi P. Mantle processes in the subcontinental lithosphere: the case study of the rifted sp-lherzolites from Zabargad (Red Sea). Eur. J. Miner., 1993, v.5, p. 1039-1056.

327. Popevic A.A. The study of Ozren ultramafic complex, Sjenica, and its metamorphic aureolo (in Serbo-Croatian). Memoires Serv. Geol. Geophys. Beograd, 1985, v. 14, p. 1-83.

328. Popevic A., Korikovsky S.P., Karamata S. Garnet clinopyroxenite from Bistrica southern Zlatibor, Serbia//Bull. Geol. Soc. Greece. 1993. Vol. XXVIII. No2. P.93-103.

329. Press S., Witt G., Seek H.A., lonov D., Kovalenko V.I. Spinel peridotite xenoliths from the Tariat depression, Mongolia. I. Major elenent chemistry and mineralogy of a primitive xenolith suite. Geochim. Cosmochim. Acta, 1986, v. 50, p.2587-2599.

330. Prestvick T. Basic volcanic rocks and tectonic setting. A discussion on the Zr-Ti-Y discrimination diagram and its suitability for classification purposes. Lithos, 1982, v. 15, p.241-247.

331. Prichard H.M. A petrographic study of the process of serpentinization in ophiolites and the ocean crust. Contrib. Mineral. Petrol., 1979, v.68, p.231-249.

332. Prinz M., Keil K., Green J.A., Reid A.M., Bonatti E., Honnorez J., Ultramafic and mafic dredge samples from the equatorial Mid-Atlantic Ridge and fracture zones, J. Geophys. Res., 81, (23), 4087-4103, 1976.

333. Rampone E., Piccardo G.B., Vannucci R., Bottazzi P., Ottolini L. Subsolidus reactions monitored by trace element partitioning: the spinel- to plagioclase facies transition in mantle peridotites. Contrib. Mineral. Petrol., 1993, v.l 15, p. 1-17.

334. Rampone E., Hofmann A.W., Piccardo G.B., Vannucci R., Bottazzi P., Ottolini L. Petrology, Mineral and isotope geochemistry of the External Liguride peridotites (Northern Apennines, Italy). J. Petrol., 1995, v.36, p.81-105.

335. Reid I., Jackson R. Oceanic spreading rate and crustal thickness. Mar. Geophys. Res., 1981, vol. 5, p. 165-172.

336. Ringwood A.E. Composition and petrology of the Earth's mantle. McGraw-Hill, New York, 1975,618р.

337. Robertson, A.H.F. & Karamata, S. 1994. The role of subduction-accretion processes in the tectonic evolution of the Mesozoic Tethys in Serbia. Tectonophysics, 234, 73-94.

338. Robertson A.H.G., Woodcock N.H. Tectonic setting of the Troodos massif in the East Mediterranean. In: Ophiolites. Int. Ophiolite Symp. Proceedings. Cyprus, 1979, p.36-49.

339. Robertson, A. & Shallo, M. 2000. Mesozoic-Tertiary tectonic evolution of Albania in its regional Eastern Mediterranean context. Tectonophysics, 316, 197-254.

340. Robinson J.A.C., Wood B.J., Blundy J.D. The beginning of melting of fertile and depleted peridotite at 1.5 Gpa. Earth Planet. Sci. Letters, 1998, v.155, p.97-111.

341. Robinson J.A.C., Wood B.J. The depth of the spinel to garnet transition at the peridotite solidus. Earth Planet. Sci. Letters, 1998, v. 164, p.277-284.

342. Roden M.K., Hart S.R., Frey F.A., Melson W.G. Sr, Nd and Pb isotopic and REE geochemistry of St. Paul's rocks: the metamorphic and metasomatic development of an alkali basalt source. Contrib. Mineral. Petrol., 1984, v.85, #4, p.376-390.

343. Rona P.A., Scott S.D. A special issue on sea-floor hydrothermal mineralization: New perspectives. Preface. Econ.Geol., 1993, v.88, p. 1935-1976.

344. Rona P. A., Widenfalk L., Bostrom K. Serpentinized ultramafics and hydrothermal activity at the Mid-Atlantic crests near 15°N//J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92. P. 1417-1427.

345. Rossetti P., Zucchetti S., Ocurrence of native iron, Fe-Co and Ni-Fe alloys in the serpentinite from the Balangero asbestos mine (Western Italian Alps), Ofioliti, 13,1988, p.43-56.

346. Sack R.O. Spinels as a petrogenetic indicator: activity-composition relations at low pressures// Contrib. Mineral. Petrol. 1982.V.79. P. 169-186.

347. Sack R.O., Ghiorso M.S. Chromian spinels as petrogenetic indicators: thermodynamics and petrological applications // Am. Mineral. 1991. Vol.76. P.827-847.

348. Sachtleben Т., Seek H.A. Chemical control of Al-solubility in orthopyroxene and its implications on pyroxene geothermometry. Contrib. Mineral. Petrol., 1980, v.78, p.157-165.

349. Sanford R.F. Growth of ultramafic reaction zones in greenschist to amphibolite facies metamorphism// Am.J.of Sci. 1982. V.282. P.543-616.

350. Sanford R.F, Huebner J.S. Reexamination of diffusion processes in 77115 and 77215 // 10-th Lunar. Planet. Sci. Conf. Abstr. Houston, Texas. 1979. P. 1052.

351. Savelieva G.N., Sharaskin A.Ya., Saveliev A.A., Spadea P., Gaggero L. Ophiolites of southern Uralides adjacent to the East European continental margin // Tectonophysics. 1997. Vol.276. P.l 17-137.

352. Schmidt M.W., Poli S., Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc magma generation, Earth Planet. Sci. Lett., 163, 1998, p.361-379.

353. Serry G., Hebert R., Hekinian R. Chemistry of ultramafic tectonites and ultramafic to mafic cumulates from the major oceanic basins and the Northern Apennines ophiolites. Ofioliti, 1985, v.10, p.63-76.

354. Seyler M., Bonatti E. Na, Al IV and Al VI in clinopyroxenes of subcontinental and subokeanic ridge peridotites: a clue to different melting processes in the mantle? Earth & Planet. Sci. Letters, 1994, vol. 122, p.281-289.

355. Seyler M., Bonatti E. Regional-scale melt-rock interaction in lherzolitic mantle in the Romanshe fracture zone (Atlantic ocean). Earth & Planet. Sci. Letters, 1997, vol. 146, p.273-287.

356. Seyler M., Mattson P.H. Petrology and thermal evolution of the Tinaquillo peridotite (Venezuela) //J. Geophys. Res. 1989. Vol.94. NoB6. P.7629-7660.

357. Seyler M., Toplis M.J., Lorand J.-P., Luguet A., Cannat M. Clinopyroxene microtextures reveal incompletely extracted melts in abyssal peridotites. Geology, 2001, vol.29, p. 155158.

358. Shallo, M. 1996. Relationships between Albanian ophiolites and Korab-Pelagonian microplate. In: Knezevic, V. & Krstic, B. (eds) Terranes of Serbia, Barex, Belgrade, 231236.

359. Shervais J.W. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth Planet.

360. Sci. Letters, 1982, v.59, p.101-118. Shervais J.W. Birthj death, and resurrection: The life cycle of suprasubduction zone ophiolites. Geochemistry, geophysics, geosystems, 2001, v.2, paper number 2000GC000080.

361. Shibata Т., Thompson J. Peridotites from the Mid-Atlantic Ridge at 43°N and their petrogenetic relation to abyssal tholeiites // Contrib. Mineral. Petrol. 1986. Vol.93. P.144-159.

362. Shilling J.-G. Azores mantle blob: rare-earth evidence// Earth & Planet. Sci. Lett. 1975. V.25. P.103-115.

363. Sinigoi S., Comin-Chiaramonti P., Alberti A.A. Phase relations in the partial melting of the Baldissero Spinel-Lherzolite (Ivrea-Verbano zone, Western Alps, Italy) // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. Vol.75. P. 111-121.

364. Sinton J.M. Equilibration history of the basal Alpine-type peridotite, Red Mountain, New Zealand//J. of Petrology. 1977. Vol. 18. Pt.2. P.216-246.

365. Sinton J.M. Petrology of (alpine type) peridotites from Site 395, DSDP Leg 45// In: Melson W.G., Rabinowitz P.D. et al. Init. Repts. DSDP. 1978. V.45: Washington (U.S.Govt. Printing office). P.595-601.

366. Sobolev A.V., Dmitriev L.V. Primary melts of tholeiites of oceanic rifts (TOR): Evidence from studies of primitive glasses and melt inclusions in minerals // 28-th IGC. Washington. D.C. USA. 1989. P.147-148.

367. Sobolev A.V., Tsamerian O.P., Dmitriev L.V., and Basilev B. The correlation between mineralogy of basalts and associated peridotites: The data for MAR between 8-18 N.-AGU Fall meeting, 1992, EOS Transactions, vol.13, N43, p.584.

368. Sobolev A.V., Hofmann A.W., Nikogosian I.K. Recycled oceanic crust observed in "ghost plagioclase" within the source of Mauna Loa lavas. Nature, 2000, vol.404, p.986-990.

369. Song Y., Frey F.A. Geochemistry of peridotite xenoliths in basalt from Hannuoba, Eastern China: Implications for subcontinental mantle heterogeneity. Geochim. Cosmochim. Acta, 1989, v.53, p.97-113.

370. Spear F.S. An experimental study of hornblende stability and compositional variability in amphibolite. Am. J. Sci., 1981, v.281, p.697-734.

371. Snow J.E., Reisberg, L., Оs isotopic systematics of the MORB mantle: results from altered abyssal peridotites, Earth Planet. Sci. Lett., 133, 1995, p.411-421.

372. Snow J.E., Dick H.J.B. Pervasive magnesium loss by marine weathering of peridotite// Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. V.59 P.4219-4235.

373. Stolper E.M., Newman S. The role of water in the petrogenesis of Mariana trough magmas // Earth & Planet. Sci. Letters. 1994. Vol.121. P.293-325.

374. Stosch H.-G. Sc, Cr, Co and Ni partitioning between minerals from spinel peridotite xenoliths. Contrib. Mineral. Petrol., 1981, v.78, p. 166-174.

375. Stosh H.-G. Rare earth element partitioning between minerals from anhydrous spinel peridotite xenoliths. Geochim. Cosmochim. Acta, 1982, vol.46, p.793-811.

376. Suen C.J., Frey F.A., Malpas J. Bay of Islands ophiolite suite, Newfoundland: Petrologic and geochemical characterisrics with emphasis on rare earth element geochemistry. Earth Planet. Sci. Letters, 1979, v.45, #2, p.337-348.

377. Sun S.S. Chemical composition and origin of the earth's primitive mantle. Geochim. Cosmochim. Acta, 1982, v.46, p.179-192.

378. Switzer G., Melson W.G., Thompson G. Garnet from the Mid-Atlantic Ridge near 43°N latitude. Geol. Soc. Am. Bull., 1970, v.81, p.895-898.

379. Takahashi E. Melting of dry peridotite KLB-1 up to 14 Gpa: Implications on the origin of peridotitic upper mantle. J. Geophys. Res., 1986, v.91 (B9), p.9367-9382.

380. Talkington R.W. The geology, petrology and petrogenesis of the White Hills peridotite, St. Antony complex. Northwestern Newfoundland // Ph.D. Thesis. Mem. Univ. Of Newfoundland, St. John's. 1981.

381. Thayer T.P. Some crotical differences between Alpine-type and stratiform peridotite-gabbro complexes. XXI Int. Geol. Congress, Copenhagen, 1960, p.247-259.

382. Thayer T.P. Gravity differentiation and magmatic re-emplacement of podiform chromite deposits. In: Wilson H.D.B. (Ed.) Magmatic ore deposits. Econ. Geol. Mon., v.4, 1969, p.132-146.

383. Thompson G., Bowen V.T., Melson W.G., Cifelli C. Lithified carbonates from the deep sea of the equatorial Atlantic.-J.Sediment.Petrol., 1968, vol.38, p.1305-1312.

384. Tiezzi L.J., Scott R.B. Crystal fractionation in a cumulate gabbro, Mid-Atlantic Ridge, 26oN// J. Geophys. Res. 1980. V.85. NoBlO. P.5438-5454.

385. Tsameryan, O.P., Sobolev, A.V. & Shimizu, N. (2000). E-MORB parental melts: Melt inclusions as revealed from data on melt inclusions in olivines from E-MORB at 15°N MAR. International Conference on Melt inclusions: Sassenage, 16-18 March 2000. Abstract.

386. Turcotte D.L., Phipps Morgan J. Magma migration and mantle flow beneath a mid-ocean ridges // In: Mantle flow and melt generation at Mid-Ocean ridges. AGU Geophys. Monograph. Vol.71. 1992. P.155-182.

387. Udintsev G.B., Dmitriev L.V. Ultrabasic rocks. -In: Maxwell A.E. (Ed.) The sea. Wiley, New York, London, 1970, v.4, p.521-573.

388. Vance J.A., Dungan M.A. Formation of peridotites by deserpentinization in the Darrington and Sultan areas Cascade Mountains, Washington. Geol. Soc. Am. Bull., 1977, v. 88, p.1497-1508.

389. Vannucci R., Shimizu N., Bottazzi P., Ottolini L., Piccardo G.B., Rampone E. Rare earth and trace element geochemistry of clinopyroxenes from the Zabargad peridotite-pyroxenite association. J. Petrol., 1991, Spec. Lherzolite Issue, p.255-269

390. Vannucci R., Piccardo G.B., Rivalenti G., Zanetti A., Rampone E., Ottolini L., Oberti R., Mazzucchelli M., Bottazzi P. Origin of LREE-depleted amphiboles in the subcontinental mantle. Geochim. Cosmochim. Acta, 1995, v.59, p.1763-1771.

391. Van Westrenen W., Blundy J., Wood B. Crystal-chemical controls on trace element partitioning between garnet and anhydrous silicaye melt. American Mineralogist, 1999, v.84, p.83 8-847.

392. Van Westrenen W., Wood B.J., Blundy J.D. A predictive thermodynamic model of garnet-melt trace element partitioning. Contrib. Mineral. Petrol., 2001, v.142, p.219-234.

393. Varne R., Rubenach M.J. Geology of Macquarie Island and its relationship to oceanic crust// In: Hayes D.E.(Ed.) Antarctic oceanology II: The Australian-New Zealand sector. AGU, Washington, D.C. 1972. P.251-266.

394. Walker D., Shibata Т., DeLong S.E. Abyssal tholeiites from the Oceanographer Fracture Zone: II. Phase equilibria and mixing. Contrib. Mineral. Petrol., 1979, v.70, p.l 11-125.

395. Walter M.J. Comments on "Mantle melting and melt extraction processes beneath oceanic ridges: evidence from abyssal peridotites" by Yaoling Niu. J. Petrol., 1999, v.40, #7, p.l 187-1194.

396. Walshe J.L. A six-component chlorite solid solution model and the conditions of chlorite formation in hydrothermal and geothermal systems. Econ. Geol., 1986, v.81, p.681-703.

397. Watkins N.D., Gunn B.M. Petrology, geochemistry and magnetic properties of some rocks dredged from the Macquarie ridge//N.Z.J. Geol. Geophys. Res. 1971. V.14. P.153-168.

398. Webb S.A.C., Wood B.J. Spinel-pyroxene-garnet relationships and their dependence on Cr/Al ratio. Contrib. Mineral. Petrol., 1986, v.92, p.471-480.

399. Wells P.R.A. Pyroxene thermometry in simple and complex systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. Vol.62. P.129-139.

400. Wenner, D.B. & Thaylor, H.P., Jr. Oxygen and hydrogen isotope studies of the serpentinization of ultramafic rocks in oceanic environments and continental ophiolite complexes. Amer. J. Sci., 1973, v.273, p.207-239.

401. Wenner, D.B. & Thaylor, H.P., Jr. 1974. D/H and 018/016 studies of serpentization of ultramafic rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38, 1255-1286.

402. White W.M., Shilling J.-G., Hart S.R. Evidence for the Azores mantle plume from strontium isotope geochemistry of the Central North Atlantic// Nature. 1976. V.263. P.659-663.

403. Wicks F.J., Plant A.G., Electron-microprobe and X-ray microbeam studies of serpentinr textures, Canadian Mineralogist, 1979,17, 785-830.

404. Wicks F.J., Whittaker E.J.W., Serpentine textures and serpentinization, Canadian Mineralogist, 15,459-488, 1977.

405. Willie P.J. (Ed.) Ultramafic and related rocks. New York: Wiley, 1967,464p.

406. Witt G., Seek H.A. Temperature history of sheared mantle xenoliths from the West Eifel, West Germany: evidence for mantle diapirism beneath the Rhenish massif. J. Petrol., 1987, v.28, p.475-493.

407. Witt-Eickschen, G. & Seek, H.A. (1991). Solubility of Ca and Al in orthopyroxene from spinel peridotite: an improved version of an empirical geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 106, 431 -439.

408. Yardley W.D. An introduction to metamorphic petrology. Longman Scientific & Technical, England, 1991,248р.

409. Yaxley G.M., Crawford A.J., Green D.H. Evidence of carbonatite metasomatism in spinel lherzolite xenoliths from western Victoria, Australia. Earth Planet. Sci. Letters, 1991, v. 107, p.305-317.

410. Zakariadze G.S., Karpenko S.F., Bazylev B.A., Adamia Sh.A., Oberhaensly R.E., Solov'eva N.V., Ljalikov A.V. Fragments of Pan-African paleooceanic complex in Dzirula salient of Transcaucassian crystalline massif.- Ofioliti, 1998, v.22, Nol, p.47.

411. Zanetti A., Vannucci R., Bottazzi P. et al. Infiltration metasomatism at Lherz as monitored by systematic ion-microprobe investigations close to a hornblendite vein // Chem. Geol. 1996. Vol. 134. P.l 13-133.

412. Zhao D. Seismic structure and origin of hotspots and mantle plumes. Earth Planet. Sci. Letters, 2001, v.192, p.251-265.

413. Zhihong W. How back-arc basins evolved: tholeiite associations in the Kudi ophiolite in the western Kunlun mountains, northwestern China. InterRidge News, 2002, v.ll, #1, p.25-29.

Информация о работе

Базылев, Борис Александрович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2003
ВАК 25.00.09

Диссертация

Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества - тема автореферата по наукам о земле, скачайте бесплатно автореферат диссертации

Похожие работы