Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология ультрамафит-мафитовых массивов олюторской зоны Корякского нагорья

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология ультрамафит-мафитовых массивов олюторской зоны Корякского нагорья"

российская академия наук институт литосферы

На правах рукописи

ЛЕДНЕВА Галина Викторовна

ПЕТРОЛОГИЯ ультрамафит-мафитовых массивов олюгорской зоны корякского нагирья

04.00.08 - петрография, вулканология

Автореферат

циссгрггацки ма соискаиие ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

1995

%

'Я

V*» V

Роботе выполнена в Институте литосферы РАН

Научше руководители: доктор геол.-минер, наук, член-

корр.РАН Н.А.Богданов

доктор геол.-минер.наук А.Я.Шараськин

Официальны» оппоненты: доктор геол.-минер.наук

Н.И.Филатова

доктор геол.минер.наук Г.Н.Савельева

Ведущая организация; Московский Государственный Университет им. М.В.Ломоносова Геологический факультет

Зажита диссертации состоится " ^¿ЛЛ^" 1995 г< в

/Уч. на заседания диссертационного ученого совета

Д 003.50.01 при Институте литосферы РАН по адресу:, Москва 109180. Старомонеткый пер.22. Институт литосферы РАН

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института литосферы РАН.

Автореферат разослан Л/Т/^/^ 1дд5 г

Ученый ceLpeтapb дисоортациоиного Совета

Н.К.Власова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Дунит-клинопуфоксепит-гаРбровые массивы Аляскинского типа остаются одним иэ мало понятных объектов магматической петрологии с точки эрания взаимоотношений пород и широкого развития практически мономютералънмх дунитов и клино-пироксонитов. Установить генознс пород и взаимосвязи между ними возможно лить на основе построения петрологической модели с учетом комплекса петрографических, мгароструктурныа:. минэралсгнчыс -к их и гоохимичеких данных и результатов моделирования. Актуальность таких петрологических построений заключается еще и в том, что они необходимы для более обоснованного суждения об условиях и обстановка* формирования аналогичных сложных массивов развитых в мезозойских и палеозойских складчатых поясах.

В задачи работы входило (1) выявление условий и характера деформаций дунитов из ядер массивов Западного и Восточного Эпнль-чика; (2) выявление генезиса мономикеральиых дунитов и кг.шюпи-роксеннтов; (3) установление причин взаимосвязи деформированных в условиях высоких температур и давлений дунитов и недеформирован-дак габбро. Нплып работы было восстановить условия формирования шород и реконструировать процессы, припедяие к становлению улъ-грамафит-мафитовых массивов Западного и Восточного Эпильчика (Корякское нагорье).

Научная новизна.

(1) Впервые проведены мюсроструктурные исследования дунитов i верлитов иэ массивов подобных массивам Аляскинского типа, которые позволили выявить выделить два типа дунитов и соответствующие им два этапа деформаций.

(2) Впервые получены данные по редкоземельным элементам ;РЗЭ), крутшойонным (LILE) и высохоэарядным (HFSE) литофилам для sceae пород данных массивов, что в сочетании в петрографическими, ют рост руг тур i ими и минералогическим наблщденияя! позволило более ■босноватю судить о взаимоотношениях между дуннтами, верпнтами. :пинопироксенмтамн и габбро.

(3) Впервые при исследовании массивов данного типа приманки ютод инверсии по РЗЭ. поэнолмитмй оценить рпспродспвнич 1'ЗЭ и кшераяогн'шскнй состав источников (легшапои, мч котормх щ-лг-тпп-

тагзоЕялись габбро массивов. Впервые проведено моделирование фракционной т. i нот а л лиз о ни; х (Ь'С). фракционной кристаллизация расплава, ассга-шругадаго мантийные перидотиты (AFC) по РЭЭ. что позволил« оценить насколько реальна предлагаемая модель становления изученных иассироа.

(1) Проведенные микроструктурные исследования позволили выя вить дае этапа деформаций и соответствумцив им два типа дунито] из ядир массивов Западного и Восточного Эпильчика. Протодунип центральной части ядар яел.чится продольна дь плз т ир о в aннынн рес титаияг о их структуры отвечают перьому этапу деформаций и форми ровались при частичном пяшшчттп мантийного перидотита в верхне: мантии. Х.етлдуннты периферии ядар являются продуктами субсолидус иого преобразования протодунитов и/или мантийных перидотитов npi воздействии на ниг базальтового расплава и флюида. Структуры про тадунитсгв отвечают второму этапу деформаций и образовывались i нижней коре».

(2) Габбро оторочки Восточного массива кристаллизовались и: отр-эводу^ного известкоьо-щелочного базальтового расплава, возник trier о при частичном плавлении шшдаелевого ггерцолита. Формировали габбро оторочги контролировалось фракционной кристаллизацией рас плова в нижнекорсвом мпгматическоч резервуаре. Габбро и габбро цоачрип» даек, секущих породи пассивов и вмещающих вулканогеино осадочных толщ, являются продуктами магматизма ост ровсдужиого то ггаигокаго расплава, образовавшегося при плавлении граиатоаог лерцопита Их формирование но связано со становлением массивов.

(3) Глинопироксениты и варлиты возникали при фрвкционно кристл/шкзоцин известсова-щалочкого базальтового расплава при ас гимияяции им иантий>1и!с перидотитов. Процесс сопровождался выносо из г,истины Si, А1 и Ка флюидами.

(4) Полученные петролого-гвохимические данные позволяю пр-гдиопАгать, что дунитк ядра и габбро внешней оторочки Эвпадног и Реет очного Эт»льчика яв ляготся независимо сформировавшимися по рп/учщ. При совметгоиич в единой структуре притодунитн и/илп пори цашт r:3i:if77«>MCT»oBiann с нзвестково-щолочним б-зчапьтовим рас пррроч, **го прня"лило к возникновению млтадунитов периферии яд« г рлм1 гп. очпм.н.-яьых н бечслипиноЕМ* клисгашрохсенигар траков им-: ---'»и v.V'-i р-'чюфитов и канн W'ccpnon.

значения Душгт-кпинопнроксенит-глбброкыа мас-ш севера' Олюторского хребта аналогичные массивам Лллск!шсгого Кламатского титв могут рассматриваться как потенциально плати-оиосныа. Анализ процессов их формирования позиоллот глубже по-ять причины а факторы концентрирования элементов группы платины.

фактический ^чторнлп, В основу работы положены оригинальные атериалы, собранные автором во время полевик сезонов 19S0, 1991 1993 годов на гого Корякского нагорья. Автором проведено петро-рафичоское исследование ~100 прозрачно-полированных шлифов, вы-олнеио 20 замеров положения полосы излома в оливинах, построоно

стереограмм, получено 116 микроэондэьых анализов минералов, роа.чалиэнрогано 33 образца, на рассеянные элементы.

Цатпгты исследования вктас л ли геологические, петрографичис-ое, микроструктурное и геохимическое наблюдения. Оптическая ори-нтировка оливиноз опрэдолчлась с помощью универса «ыюго столика здорова, установленного на микроскопе МИН-8. Составы минералов нализировапнсь на микроэонде "ОАМЕ0АХ" кафедры петрологии гасло-ического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова. Потроганные элементы элучены методом XRF в объединенном институте петрографии, мине-1логии и гоохимии Сибирского отделения РАН и любезно првдостав-аны автору П.К.Кепежиискасом. Рассеянные элементы а на лизирова-нсь автором на масс спектрометре индуктивно связанной плазмы I.C.P.-M.S.) в геологическом отделе в Юниои Колледже (С'квиекта-ж, штат Нью-Йорк, США).

Апробация и pvrtmncamni- По тема диссертации опуьпиковано S 5бот. Основные положения диссертации докладывались на междуна-эднок совещании по тектонике плит (Звенигород, 1991), VTI заседали Европейского геологического общества (Страсбург, Франция, 392), на совещании ги геохимии магматических пород в ГЕОХИ (Нее-за, 1992) и на заседании отдела литосферы океанов Института ли->сферы РАН.

Структура и пбъем работу, Диссертация состоит иа вводеннп. Э гав, заключения, у приложений и списка литературы из нп-

»оснований; ока включает ^ таблиц, иллюстраций и занимав

¿л/ ¿1) м£»шшописны,1 страниц.

Работа выполнена под руководством доктора геологе-минерало гических наук, член-соррэспондонта РАН, профессора Н.А.Богданова которому автор ьаражает глубокую признательность. Автор работ искренно благодарен А.Я.Ыараськину эл постоянную псмошь и паддьр жку при написании работы, огромное терпение при об уждении ре зультатов, внимательное н часто скептическое отнояюние к идея диссертанта. Автор признателен В.Д.Чоховочу, Е.В.Маркову- И.А.Эо тову и П Б.Киноману (Р.В.Ке1ешвп) за плодотворные дисскуссии позволившие пыреботать более строгие аргументкрокки основных по пожений и более логично построить роботу, Дж.Х.Хопперу (Л.Н.Тер рог) за неоценимую помощь при освоении методологических подзгодо моделирования магматических процессов, многократное обсуждеии материемов, поаэол.^еиео автору более критически относиться к по лученным аналитическим и расседтным результатам, и моральную под держку, Автор особенно признателен Дж.И. Гпрверу (JЛ.Oarveг) продостапииваму то только возможность получения кичественног онаиитичесхаго материала с использованием Х.С.Р.-М.Я., но и з найденное финансовое обеспечение в рамках программы поддержк научных ^следований Бывшего Советского Союза, проводившейся Юии он Колледа;еи (Скеноктади, Нью-Йорк. США). Автор благодарит П.К К.епюкинскеса. И.Р.Кравчвнко-Еереьогого, С.Ф.Соболева, П.Ф.Добро жонуцкуш и Т.Б.Браун (Молчанову) за помощь на начальник этапа работа. Автор признателен А.Т.Саяичеву, П.Б.Ефимовой, Н.А.Сороки ной и другим сотрудникам яимичоской лаборатории Института литое фпрм РАН га помещъ при проведении анапити'-шскю: исследований Диссертант искрение благодарит Н,Г.Трамдсову, Т.Н.Базанову . О.В Андрееву и Г.Т.Калашникову за помощь при оформлении статей, док надое и диссертации. Автор признателен сотрудникам отдала литое фпрт океанов Д.В.Коваленко, А.В.Соловьеву, Т.Н.Ииковой, а та еж Л-Д.Инчтоно&у и Г Е.Некрасову, боа которых проведение полевых ис стчдорпний было бы пробпематичнжм.

СОДЕРЖАШЕ РАБОТЫ

Владение

Дуннт-клшгошг^сксежп'-габбрэпьго массигы Аляг;кнкского и Кла-матского типов являются одним ira 1-aj.o понятных объэктов магматической петрологии. Различные гшютозы дифференциации не могут объяснить: (1) происхождения какгФаяпралыаах дуннтов и клкнопи-роксенитов силомотроеой к большей мощности типичной доя денных массився; (2) характера деформаций душггов ядра; (3) наличия пород, в которых деформированные участки оливинсв погружэны в н.э.тэ-формировпнкуга матрицу, представленную клинопироксенитом; (4) наличия постепенных переходов между породим:« различного генезиса: дунитами ялра и габбро оторочки; (5) постоянства магнчзнальности хлинопнрсксенитов в моцниз прослоях; (6) образования (5льбитнтов и кварцевых альбититов даек, закономерно распредели ни -х пс разрезу массивов и генетически связанных со становлением ультракефнтов и мафитов.

Гипотезы кристаллизации олипиковых кумулятоа в мантийном очаге и послацукицего перемещения в низы коры сталкиваются с проблемой перемещения дунитов. Такое перемещение в принципе возкеадю в условиях адиабатической декомпрессии, если плотность расплева или кумулята меньше, чем плотность вмещамцей матрицы (Tatsumi et al., 1983). Однако, плотность донитов преьткает даже плотность мантийных поридотитоа и для их перемещения необходимо внешнее пале напряжений. Тогда трудна объяснить отсутствие ежздоь деформаций в габйро, которые предположительно христаллиаовелись рйньшо дунитов (James, 1971; Иванов, 1990;дпннов исследование).

Несмотря на доказанное формирование массивов Аляскинского и Кламатского типов в субдукционних обстановка* до сих пор нэ достаточно ясно можно ли массивы Аляскинского и Кламатского типов рассматривать как плутонг*, воэникагацио на ранних стадиях развития островных дуг (Батанова и Астраханцоэ, 1952; Kepozhinskas et al., 1993), или вас части разреза офиолитовой ассоциации (Александров, 1987; Ефимов, 1964), или они представлягот собой самостоятельную ассоциацию пород. Простое сопоставление минералогических, петро-и геохимических характеристик массивов Аляскинского и Кламатского с данными по реперным объектам но достаточно для отвита на данный вопрос. Таким образом, отнесение дунит-клинопироксенит-габбровых массивов данного типа х тому или иному комплексу требует построения петрологической модели.

Г 770 и а 1. ГЕОЛОГО-СГРУИУРНОЕ ПОЛОЖИ !ИЕ ДУНИГ-КП1Ш0ПИР0КСЫ1ИГ-ГАББРОВЫХ МАССИВОВ В ОПЖГОРСКОЙ ЗОНЕ КОРЯКСКОГО НАГОРЬЯ

Олгатооскья зона занижает сесерную часть (полуострова Камчатке (~58°с.е.) н самум икну» часть Корякского нагорья. Данный райш продставл.чот совокупность терройнов, слсзюшадо меловыми и палеогеновыми озеаническиии и остроаодухными вулканогенными, вулхано-генно-осадочными, гутаногенно-кластическими и осадочными толщами. На основании гепдинсмической интерпретации, дат-12 стратиграфии и возраста в Отдаторском регионе выделяются Фронтальная, Восточная зоны. Апужсккй грабен и Западная зона, на которую кадги-иуты неинформированные плиоцен-четвертичные эуикакиты Апука-Вы-венского комплекса (см.обобщение, Чяхевич, 1993).

Массивы Западней и Восточный Згоигьчхс: входят в состав поэд-нвмеловсч'о-паиаогеноього дуяит-клиногшоксеннт-габбрового комплекса, который относили либо к офиолитовой ассоциации (Вольский. 1979; Алексеев. 11,79. 1932, 193'/; Александров, 1980; Очерки ток-юник.ч, 1982), либо к интрузивам ранних стадий развития знсима-тической островной дуги (Аникеева, 1976; Геология юга..., 1987.* Р.онЬег ел а1., 1991; Батанова, Астраканцне. 1992; Тапака ег «1., 1992). Комплекс включает миссией трех типов: (1) ритмично-рассло-ешшэ уда^рамафит-мафитовыэ (Астрахонцев и др., 1991), (2) концентрически-зональные ультрамафит-мафитовке (ЯеиЬег вг а!., 1991: Та&ака а1,, 1992; КьрогЬд пзкав et а1., 1993; Батанова, Астра-паьт-ев, 1992) и (3) габбро-диоритовые (КеиЬег et а1.. 1991; Кепе-*з»нсквс и др., 1991). Массивы формируют два пояса.

Заподний и Восточный Энильчик. как и другие массивы, образуют самостоятельные аляохтонные пластины, выходящие на самом северном окончании пояса во Фронтальной зоне, и занимают наиболее EKCcR.ce полокздшо в системе покровов. По данным О.В.Аотраханцвве н других (1987) в данном районе выделяются Снеговая, Энимъчикская и Матыскенсгая пластины. Клучешмо массивы надвинуты на отложения Эпиньчикссой пластина, основание которой предстевгено кремнисто-пулканогвнными отложениями, формировавшимися о океанической обстановке, а верхии» горизонты осадочными, осадочно-вулканогенньвда образованиями ранних стадий развития островной дуги. Ка севере массив« Эпильчикской группы надвинуты на мкндалэкамэнные, массивные и подуиечдао а^ировио. ппинопкроксен и илкнспироксин-ппаги-офлроные базальта, хотоу.мв г.вк предполагается фг.мироБслись в эа-

уговом бассейне (Геология юга..., 1987); на юге, востоке и запа-Э - на крекни, туфссилициты, вулканохластически* туфы и ямы с: атоками лаяобрек лй н даек габбродолоритов и массивных бвэали-оа. предположительно остроподужиой природ* (Геология тега..., 987).

лава 2. П£ТР0ГР/.<Й1Я, МИНЕРАЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ ПОРОД ИЗ МАССИВОВ АПАДКОГО И ВОСТОЧНОГО ЭГШЬЧНКА .1. Геологической строение массивов.

Характерной чертой cvpo9ir.ui Западного и Восточного Эпильчика галяется концентрическая зональность, типичная для комплексов ляскииского и Кламатскогс типов (Irvi.no, 1974; Ке1втоп & С1пог-ю, 1986). В каждом из них выделяется ядро, сложенное мономнне-юльными дунитами в самой центрг.льной частя и клкнопирохсеновыми [унитами во внеган&й. Па их периферии развита переходкая зона улъ-•рамафитов, представленная тонкнм ритмичным тмраск&кванием клп-юпироксеновых дуннтов, варлитов, оливнновых и бозохштшсБых юп»-юпироксенитив. За ней следует хиинопироксенитогая кайма и наибо-гее виезняя оторочка габбро. На граница клияопнрокепкитов и габ->ро развиты горнблондкту. Иожду всеми зонами, за одним исклмчени->м в Западном Эпильчика, наблюдаются постепенные переходы.

Для каждой зоны характерен спощп?нч*ский набор даос. Дайки юрлитоз и оливиновнх клинопироссенитов связаны с наиболее внеш-шй частью дуннтовог'о ядра и расслоенной перехо дной зоной ультра-юфитов. Дейки пэгматондных амфябол-плагиоклаэовых пород встречается в клинопироксенитах каймы и габбро оторочки, а дайки квпрца-:ых альбититов'и апьбититов (кремнекислые дайки). преимущественно зеэшггае б Западном теле, секут породы всех зон массивоэ. Мощ-юсть отдельных кромнэкнелых да о к увеличивается от периферии к дентр'аяьной части массивов и достигает "20 метров в переходной зоне ультрамафиюв, в том же направлении количество даек сокращайся. Для даек типично веерообразное расположение относительна эдра. Специфическая зона, где угловатые обломки верлитов и к лига-гшроксенитов сцементирована кремнекислыми породами, и "герма!:" рлогопит-амфибояовкх габбро среди ультрамафнтов расслоенной перп-Е0Д1ЮЙ зоны наблюдались только в Запарном массиве.

Контакты массивов Эпильчика с вмещающими вулканогенными и яулканогенно-осадочными толщами повсемостио тектонические и огне -ч1гот ш«й а круто по дп кгцга 1 разломам, тнОо полоп;м надрпгям. Г тп к -

р. г туре описаны рпкг>лсчч1ге контакты габбро оторочки с вмецакпдек толщами (Геология lora..., 1507; Reuber et al., 1991; Tnnaka s al., ¿992). Однако, эояи закалки бшш описаны с габбро до лерит ah и ьолхозернчстами гаЬбро, взаимоотношения пироксенитов с которые не ясна, а геояими>юские характеристики габброидов аналогия* геохимическим характеристика:-: гайбродолоритов даэк. которые рв> вулканог^нно-осадочпие томци и нэ связаны со становлением масс« вов. На этих основания? габбродолеригы и мэлкозеркиетыо габб£ рассматриваются как "псэвдоаакалочные".

ышшаа Дудата и

По скрытой миг рос грухтурной зональности выделяются два тиг ^Г/нито9 : лро1г>дукчт& центральной и магздунты внешней зон яда масс из с. в. Для прогодунитов типична таблитчатая структура и тай пктчатая с элементами протогранулярной, обо возникавшие при сип тектонической рекристаллизации и внутрихристаллической трансляци по (010) [100] системе скольжения в оливинак. Оинтектоничаска рекристаллизация оСкчнп для рдсгитов из зон дренирования распла bob (NlcoleB, 1989), (010) предпочтительная ориентировка - дл оливинов из перидотитов мантийных ксенолитов (Hicolas & Prinzho fer, 1985). Структура протодуиитов отвечают первому этапу дефор маний и возникал*' при тимпорптурох свшга 1300°С, что соответст вуот условиям верхней мангии. Нетадунитам свойственны типична пуотогронуллрная, протогранулирнзя с элементами порфирскластичес пой и типичная порфирокластическля структура, образованные пр В!г/трикрмстьлличесас«й трансляции по {QRL} [100] система скольжо иия в оливинах. Структуры метадунитов формировались при 900 1300°С и отвечают второму ятапу деформаций. Такие деформации мог ли возникать при выдавливания интерстициального расплава иэ куму ястов или при суйсолидуснсм метасоматозе. Кли но пироксена, амфи боли и флогопиты, появляющиеся в мегадунитак, не несут следов де формаций, что ухазигзаот н" кристаллизацию этих млфитоЕЫХ минера лоб г.асла эаиоркония деформаций оливипоз.

Вачдп;. и.

Цчя 70,чл1"Т0й обычны структура оСусловлэннле нзомэтричным кяяотмрами огснвина (до 3 ск), котируй погружены в матрихс, ело

жешшн кпинонироксонами. Оливиповые участки обладают протогрлну-лярной и порфирокластичиской структурами, подобными структурам Мвтадунитов. Основная масса - панидноморфно- п панаплотрионорфно-эпрнистал. Оливиновым клинопироксонитам и верпитам свойственна пойкилитовая структура. Вдоль границ клинопнроксенов и корродированных зорен оливинов обычны каймы амфибола или амфибола л флогопита.

Породы обладают средне- до грубозернистой ксеноморфной. ал-лотриоморфной и погматоидиой структурами. Амфиболы замотают кли-нопироксены. Горнблендиты - результат полного замещении пироксе-нитов амфиболами. В амфиболовых клинопироксенитах присутствуют интерстициальные анортиты, битовниты и скаполиты.

ШШса и габбродспарита

В измененных габбро внешней оторочки авгиты и бротиты замещены роговой обманкой и актинопит-тремолнтом, плагиоклаз - сос-смритом. Первичная структура пород - мелка- и среднеэврнистая мв-зокумулятивная: минералы кумулуса представлены пнроксенамн. ин-теркумуласа - плагиоклазом. В зонах контактов с вийщпквдими вулка-ногениа-осадочными тапщзии габбро маланитизированы, наблюдаются следы хрупких деформаций. Биотит-амфиболовое габбро "кармана" состоит из псевдоморфоз хлорита и магнетита и лейкокрптовой основной массы, сложенной амфиболом и соссюритизнрованным плагиоклазом. Амфибол и флогопит образуют каймы вокруг пседоморфоэ. Первичная структура не пена. Амфибол-ппагиоклаэавые дайки имеют пегматоидную стручтуру. Габбродолериты характеризуются наличием радиально-лучистых сростков клииоппроксеиа и плагиоклаза, погруженных в хлоритизироаанную основную массу.

Породы состоят из крупных зональных кристаллов олигоклаза (центр) - альбита (край) и основной массы, сложенной альбитом и кварцем. Отличительной чертой кремнекислых даек является ката-кллстическаи структура.

2.3. Мш^уыишсинасыя^ицты^уутшп

Предельные составы минералов н их структурная формула из различных типов пород массивов Заглдного и Восточного Эпильчика представлены в таблице 1. •Олшшшы

Эволюция состава оливинов из пород изученных массивов аналогична эволюции состава таковой в массивах Аляскинского и Кла-матсхого типов и характеризуется падением магнезиальности от про-тодунитов через мотадуниты к оливиновым клинопироксенитам. Оливины протодунитов по магнезиальности схожи с оливинами мантийных перидотитов (Савельева. 1987) и оливинами, кристаллизующимися из BucoKo-Mg базальтового или пикритового расплавов (Федоров, Ка-эширов, 1969); оливины метадунитов, верлитов и оливиновых клино-пироксенитов по магнезиальности сопоставимы с оливинами перидотитов из стратиформных расслоенных интрузивов (Уэйджер, Браун, 1970), ксенолитов дукитов в островодужных лавах (Conrad et al., 1963; Conrad £, Kay, 1964; Debari et al., 1907; DeLong et al., 1975) и ксенолитов метасаматиэированных мантийных перидотитов (Goto & Arai, 1987). Таким образом, выявленное падение магнезиальности оливинов может быть вызвана (1) их фракционной кристаллизацией из расплава; или (2) субсолидусным метасоматозом протодунитов под воздействием флюида и/'или расплава.

Оливины протодунитов массивов Аляскинского и Кламатского типов обладают высокой и постоянной магнезиальностью независима от типа расплава, из которого кристаллизовались мафиты внешних оторочек. На этом основании можно предполагать, что образование ду-нитов ядер на связано с формированием габброидоа внешней оторочки, по крайней мере, посредством фракционной кристаллизации расплава.

Sju¡ms¡z-ki-Qjíxs¿iíiim-^£itM

Клинопироксены ультромафитов представлены диопсидами. В хли-нопироксен-содержащиг дунитах магназиальность диопсидов (Нд#--100Mg/(Mg+Fe2+) варьирует в пределах 82.7-92.1; в верлитах -87.&-95.5; в отагаиновых хлинопироксениах - 87.9-91.7; в амфиболо-вых кпинопироксенитех - 75.2-78.8. Для данных клинопироксенов типично: (1) обогащение волластонитовой компонентой при незначительных вариациях магнезиальности, (2) быстрое возрастание AljO; (практически от 0 до 3.7750 и TÍO2 (практически от 0 до 0.66*),

Таблица 1. Химические составы минералов иэ пород массивов Западного и Восточного Эпильчика

W.E.18 W.E.104 W.E.83 VVE.1I>« W.E.18

M Orx Cpx

S!02 40.19 37.99 33.59 39.90 44.75 55.34 55.43 53.48 .15.23

ТЮ2 0.00 0.00 0.13 0.12 0.08 010 000 0.18 00*)

АЕОЗ 0.00 O.GO 0.00 0.02 000 024 000 1.01 I.TI

ГеО S-'J 18.29 15.67 11.34 28.21 11.72 Î.46 341 3 05

МвО 000 0.29 0.22 017 033 0.21 000 016 ООО

MjO 47.22 42.39 45 44 «85 24.74 3013 17.65 1807 1905

СаО 0.49 0.00 0.30 0.32 0.45 0.81 24 85 22.38 20.5«

Ма20 0.45 0.00 0.03 002 ООО 00D 036 1.C0 01)0

то 000 0.01 001 001 00« 014 ОМ 000 oos

CrlOJ 3.17 0.09 0.20 006 ООО O.OS 0.26 032 030

SI) M 99.99 99.06 100.59 100.81 98.62 98.77 100 01 100 01 100 00

Mg# 90.86 80.52 83.79 £8 43 61 00 82.08 95.59 90.36 91.73

WJC.104 W.E.18 W.K104 F-F.2A

Cpx Ed-НЫ] Parg-НЫ Рал? Si-Ed Ed Mg-НЫ

SI02 54.18 53.28 52.76 47.53 45.34" 46 30 55.70 50.92 4987

ТЮ2 018 0.33 0.42 0.39 1.44 1.10 000 1.04 0.00

A120J 0.25 1.58 1.67 10.40 ИМ 10.26 2.03 543 7ia

FtO 4 81 517 5.80 7.23 925 1107 918 8.97 12_90

MaO 0.21 0.15 0.15 0.15 0.17 0.10 1.43 000 0.34

MgO 16.87 16.60 1583 l9.lo 16.52 15.86 2005 23 6" 21 96

CuO 2233 21.87 22.36 11 84 12 09 1! 53 941 8 03 636

N»20 000 0.00 000 2.25 184 1.74 214 1.92 0 75

КЮ 006 0.04 0.12 0.33 0.71 0.73 0.00 000 000

Сг2Ш 0.14 0.37 0.04 0.26 0.52 0.27 000 000 000

SUM 99.03 99.39 99.15 99.54 98 92 98 96 99.99 100 00 100 01

86.19 85.10 82.97 82.53 7616 71 86 79 57 82.50 75 19

Е.Е.Ш W.E.107

Spl

центр «.рай центр к рей иеягтр край центр rpafi

8Ю2 0.00 O.CO O.OO 0.02 0.00 0 04 оса " ООО

ТЮ2 0.29 0.62 0.57 056 0.78 0.87 0.80 0.71

A1203 18.13 424 16.61 1683 8.57 3.39 947 670

Сг20Э 31.40 20 02 31.00 30.04 27.61 2454 32.29 3089

ГсО 42.33 6160 4369 43 44 5594 63.95 5001 Я 27

M «О 0.59 0.62 0.56 0.46 0.62 0 51 063 060

MfO 704 333 7.21 7.37 456 3.27 509 121

SUM 99 78 90 43 99 64 98.72 98 08 96.57 98 29 9738

Гс201 20.21 38.35 21 »1 2196 32.75 40 49 2693 30 96

r«o 2414 27.09 24.J7 23.68 26.47 27.52 25.78 26.41

SUM 10180 9427 101 83 100 92 101.36 100.63 100 99 100.48

«Mg 34.20 18.00 35 70 34 80 23.50 17.40 2L 00 2210

*> 5380 80 40 55.00 56 00 68.40 82.90 69.50 75.50

W.E.16 - верлит: W.E.104. £.Е.?А - клинопироксечит; W.E.03 -вмфиболовыи клинопироксенит; Е.Е.139 - дунмт; W.E.107 -кпинопироксен-содержанцш дунит

при посодкшншс содержаниях первого элемента и пониженных второго, что свойственно клиногшроксенам реститов (Савельева, 1987). Однако. низкие концентрации СГ2О3 (0-0.36*) делают их сопоставимыми с клннопнроксенами перидотитов из расслоенных стратиформных интрузивов.

Для диопсидов упьтрлмафитов характерны прямая (от центра к краю зерен происходит падение магнеэиалькости при уменьшении концентраций AI2O3 и Т1О2) и обратная (повышение магнезиальности от . центральной к в не иней части зерна при повышении концентраций AI2O3 н убывании количеств TiO? и зональность. Обратная

зональность по млгнеэиальности и тренд обогащения волластонитовоЯ компонентой называют на кристаллизацию диопсидов либо (1) при ассигиляции базальтовой магмой перидотитов, либо (2) в условиях постоянной подпитки очага новым» порциями высоко-Мд# расплава, либо (3) под воздействием субсолидусного метасоматоза.

Редкие ортопироксены образуют как псевдоморфозы по оливина* 7ас и самостоятельные реэорбированнме зерна. Последние представлена бронзитами и гипэрстенами непостоянного состава. Их магнеэи-ольность в верлитах изменяется от 54.8-77.0, в оливиновых клино-пироксенитах от 61.0-82.1. Корродированные зерна ортопир ксеноЕ раосматириваются как чужеродные по отношению к диопсидам.

Амфкбопц

На основании различий состава и морфологии в породах из массивов Западного и Восточного Эпильчика было выделено несколько типов амфиболов. "Интерстициальные" (или "эмбриональные") парга-ситы и паргаситовке роговые обманки (по классификации Leack. 1978) типичны для клинапироксен-содер-ящих дунитов и верлитов; идиоморфные паргаситы, паргаситовке роговыл обманки, здениты i эденитовые роговые обмо.иш характерны для оливиновых и амфиболо-вых клинопироксенитов, о также пегматоидных амфибол-плагиоклазо-вых даек и биотит-амфиболовом габбро "кармана"; вторичные тре-матат-актнелиты и высоко-Mg роговые обманки замеидоот паргаситы, здениты и клигширохсены, слагающие габбро внешней оторочки ) клинопироксенити переходной зоны мафитов.

"Интерстициальные" и пойкилитовые амфиболы (Мд#-71.9-89.0] /яьтрамафитов переходной зоны по составу сходны с амфиболами мае, сипов Аляскинского и Кламатского типов и амфиболами ультрамофи-тоеих ксенолитов в остроиодужных лавах и имеют повышенные гк

хравтзгпео с амфиболами иной морфологии значения отношения С20/На20 (0.36-0.42) и содержания СГ2О3 (0.27-0. 5ГГ<) (Еф;;моа, Ефимова, 1967; Irvine. 1974; Himailborg et а!.. 199ó: Clark, I960; Conrad S. Ray. 1984; DeBari ot al., 1937). Паргаситы, раэ-энтые на границе хромистой шпинели и диопсида, вероятно, образовывались по изохимической реакции гидратации: хром-илине/и, > »-диопсид + флюид « амфибол (Kurat et al.. 1980; Nicfcel £. Ore ей. I960; Oriffin et al., 198-1). Паргаситы и паргаситовыо роговые эбманки, приуроченныо к границе оливина и диопсида, поро;ггко, являются продуктами реакционного взаимодействия между основн»<м-кис-гсым расплавом и оливином и/или ортопнроксеном (Kelemon et al., 1990; Carrol E. Wyllie. 1992).

Идиоморфные зерна амфиболов из ультрамафнтов дашма мзссибов сарактеризуются низкими значениями отношения (KjO^Na¿O-ü.0-1-0.16) (Ыа+К)д>0.5, что делает их сходными с амфиболами реетитогеиных перидотитов различной степени даплетированности (Wilkinson & 4аintre, 1987; Sienna & Coltorni, 1989). Вместе с тем, низкие содержания Т1О2 (0.39-1.04JO и следовые концентрации СГ2О3 в ник указывают на их сходство с амфиболами, образовавшимися при Фракционной кристал- иэации базальтового расплава (Page & Zientek. 1987: Wilkinson Б, Maintre, 1987; Sienna £. Coltorni. 1989). Эти данные позволяют предполагать, что амфиболы ультрамафитоь могли образовываться при совместной фракционной кристаллизации бпзаль-гового расплава и ассимиляции им мантийных перидотитов.

Паргаситы и адениты (Мд#- 66.8. 73.4-76.3) "егматоидкых габбро и биотит-амфиболового габбро "кармана" по составу близки к амфиболам габбро-диоритовых массивов Олюторскогс хребта (Кппожин-скас, 1991) и фенокристалпам амфиболов из андезитов вулкана Св. Елены (Rutherford & Device. 1988), что указывает на возможность их кристаллизации из высоко-Mg андеэитового расплава, насыщенного летучими компонентами.

Тремолиты, тремолит-ахтинолиты и высоко-Mg роговые обманки (Мд#-74.4-89.3) присутствуют в клинопироксешгтах переходных зги мафитов. Ик появление связано либо с автометасоматоэом, либо с этапом низкотемпературного метасоматоза мафитов и/кпи ультра-мафитов массивов Эпильчикской группы.

ibniiiiocauu

Пппгновпазк геббрс внешной оторочки являются лабрадорами; плпгиоглоз-вм^иГюлэвых пород д«ек и биотит-амфиболового габбро "кармана" - анортитами (Апдг.э и Апдд^-ЭЭ.З); кремнекислых даек - олигогллзаин (А1120-ЗО) 8 центральных зонах крупных вкрапленни-кои и альбитами (Апо_щ) в краевых зонах вкрапленннков и в основной мелкозарнитой мьссе. Отсутствие промежуточных по составу плагиоклазов. вероятно, свидельствует против кристаллизации габбро-идов и кремнекислых пород за счет фракционной кристаллизации единых порций расплава. Лобрадоры габбро оторочки сопоставимы с плагиоклазами габброидов расслоенных стратифорных интрузивов (Уэйд-жвр, Браун, 1970), анортиты - с плагиоклазами массивов Аляскинского и Кломатского типов (Iiviae, 1974; Clark, 19В0; Himailborg et al., 19S6) и габбро-диоритовых массивов активных окраин континентов и островных дуг (James, 1971; Stone, 1982).

йлшшшсы

Хромдшишеяидн душггов ядер и ультрамафитов переходных, зон изученных массивов являются высокожелезистыми (FoO-39.7-55.9^). ннэкотитанистыки (Ti02-0.4-0.9Ji) и низкоглиноземистыми (AI2O3-~С .5-18.9rí) . Для шпинелидов Западного массива характерна более высокая хромистость (Сг#-100Сг/'(Сг+А1)-б9.б-72.8) и магнезиаль-иость (M3#-100Mg/(Mg+Fo2+)-22.8-29.2), чем для шпинвлидов Восточного тела (Сг#-52.9-61.0 и Мд#-31.7-37.6) . Тренд возрастания кро-нистости шшшелидов при падении иагнозиальности указывает на рес-тнтогеиную природу дунитов. Зафиксированная зональность ипинели-доя (возрастаний яромистости от центра зерен к края при уменьшения содержаний глинозема, титана и повьшении степени окисленносги железе) предполагает субсолидусное преобразование протодунитов.

Оценки температуры по олиаин-шпинеловому термометру (Fabrie, 1979), rio к „за roí. что субсолидуское преобразование дунитов происходило при tgi-nepavype 970-1070°С. Выявленная (010) продпочти-И'ль-'яя ориентировка в дунитах с таблитчатой структурой указывает ч"1 \ :>рг<нрокание структур твердо-пластичного течения при темпера-y/pii с: ьго'» 1300~С и давлении от 5 до 20 кб (Carter& Ave'Lalle-197(1} .

Давления, оцененные по амфкболовым геобаргл«,трам (Hairmer-strom & Zen. 1936; Hollister et al., 1907; Johnson & Rutherford, 1989; Bluady & Holland, 1990). соответствуют 6-7 кбарам. и, вероятно. несколько занижены, поскольку все использованные зависимости для определения давления разработаны для более высокоглшюэе-мистых и более кремнекислых пород.

2.4. □ахвакимическая н r-nnymimtrit.™ характеристику ппРИ Петрогвнний дпРМРНТН

Анализ рапредылиния пе.рогешшх элемент.i показал, что уль-тремафиты кайм и. переходных зон н габброида (¡ормирукгт два разнонаправленных тренда и, видимо, ые связаны друг с другом фракционной кристаллизацией. Для первых типична уме! >шение концентраций МдО. ТЮг, AI2O3 и суммарного жалеэа с накоплением Si02, для вторых - увеличение содержаний Ti02, М2ОЗ, Fe203 и NajO с при повышении кремнекислотности пород. Отсутствие промежуточных дифферен-циатов между мафитами и кремнекислыми породами даек, промезкуточ-ная между иэввстково-|долочной и топоитопой направленность эполю-щш расплава первых и известково—[елочная специфика вторых, свидетельствуют о независимом формировании мафнтоэых и кремнекислых пород.

Содержания рассеянных элементов в породах иэ массивов Западного и Восточного Эпильчика приведены в таблице 2. По геохимическим характеристикам основпы& породит массивов разделены на мет ланократовые микроэерннстые габбро и габбродолвриты даек и псев-доэакалочных зон, деплетированные легкими РЗЭ (тип-1); габбро оторочки и "кармана" обогащенные легкими РЗЭ (тип-2А) и габбро обогащенные средними РЗЭ (тип-2Н). Геохимические характеристики, по которым проводилось выделение габбро приведены в таблице 3.

Таблица 3.

Отличительные черты геохимического состава габбро типа-1

тип габбро Yb, ppm (La/Yb)n (La-/SBi)u Sr. .. PP1?. Ti02/Sm Ta/Ce

1 1.61-2.35 0.50-0.69 О.37-0.53 109-156 0.46-0.50 0.008-0.01/

2А 0.75-1.69 3.31-9.35 1.26-1.54 604-2070 0.25-0.32 -

2Б 0.74-2.20 1.Э2-1.Э2 0.59-0.94 1276 0.Ö9-0.45 O.OOl-O.OO;

Примечания к таблице 3: "-" - донные отсутствуют.

Таблица Содержания рассеянны: элементов в породах массивов Западного и Восточного Эгзшьчига

м \\Х.10» СргчМ! «ь «'£.105 «Ь \УЛ.Ж срх ЕХ.7 ¿Ь-2 £ЕЛ49 «Ь-1 Е.ОВ гь-г «ислог «Ь-2 ЕХ7С «Ь-1 ЕЬ4-1 а1 »1

ТКИ.* 0.02 0.04 0.10 0.21 0.21 0.17 1.17 0.44 0.72 0.87 137 0.11 С. 12

1190 19.65 4152 9359 111.01 57.85 28934 180.40 37132 22338 225.18 11.69 1426

Сг 5781.60 4124.26 11к7.06 239960 1303-58 1661.61 25936 838.79 241.17 357.88 257.83 23-25 2439

О 131.60 133.45 89.29 100.76 50.97 2733 46.28 5833 43 40 41.00 43.59 335 2.71

N1 1083.99 898.47 477.49 139031 179.0* 10534 12938 324.71 57.02 143.68 154.11 10.58 10.95

С» 9 40 ¿31 «.15 8.41 6.76 395 58.52 13.82 69.77 531 86.41 4.89 13.67

К» 0.15 0.47 038 0.71 0.18 0.16 107 130 3.14 26.81 7.01 13-22 3.42

8г 2.15 7® 42.81 31.04 36.70 86.73 720.11 200.68 13-4436 109.93 156.40 1407.57 1080.66

V 0.05 0.42 Ш 4.05 8.99 3.16 23.17 832 18.48 18.40 24.80 0.92 033

1г 1.31 1.63 4.19 722 1039 8.53 4636 29.82 67.98 2114 7191 8.68 431

Я» 0.12 0.62 0.13 0.04 0.07 0.15 138 033 1.05 050 1.04 3.16 035

В* 101 5.86 16.67 9.00 7.01 5-26 84.02 34.48 265.58 111.79 136.73 1105.95 523.14

и 0.0Я 0.155 0.438 0.439 0.771 0.612 4299 3.740 19.886 1.408 2310 2.683 1.179

с* 0.122 0378 1301 1135 3.399 1597 12.418 9.903 50.885 4.632 8.258 4.912 2336

Рг 0.01« 0.058 0.252 0.534 0.744 0.427 1075 1.593 7.975 0.890 1573 0.576 0324

N4 0.064 0335 1.440 3.489 4.651 1613 10.937 7.862 38.233 5.273 9.156 2.200 1376

$■ 0.017 0.099 0.429 1.098 1.474 0.802 1864 1.799 8.098 1.793 2567 0365 0370

Еа 0.003 0.028 0.128 0322 0.406 0.243 1.011 0338 1174 0.632 1.162 0.168 0.120

С4 0.008 0.106 0.423 1.057 1-361 0.782 3374 1-810 6365 2345 3.723 0328 0.206

Тк 0.001 0.014 0Л62 0.159 0-251 0.119 0.614 0.283 0.801 0.463 0.690 0.039 0.023

пу 0.012 0.096 0375 0.Г0 1.682 0.658 4.031 1.631 3.836 3112 4.543 0.206 0.115

В* 0.003 0.017 0.073 0.166 0353 0.123 0.885 0330 0.692 0.718 0559 0.031 0.019

гг 0.010 0.046 0.186 0.406 0938 0302 2363 0.865 1.742 2.007 2.641 0.074 0.046

ТШ 0.002 0.005 0.024 0.055 0.134 0.041 0354 0.124 0.231 0303 0387 0.007 0.006

V» 0.015 0.042 0.163 0311 0.849 0.248 2.195 0.749 1.434 1.891 2351 0.050 0.044

1л 0.003 0.007 0Л22 0.045 0.128 0.036 0337 0.117 0.220 0.299 0362 0.004 0.005

ВТ 0.030 0.066 0.162 0384 0.487 0340 1.529 0.944 2389 0.837 2.012 0.485 0.176

т» от 0.110 0.744 0.133 0.122 0.101 0.136 0.237 0.125

Тк 0.018 0.010 0.025 0.007 0.016 0.229 0.401 0.033 0361 0.078

и 0.005 0.004 0.010 0.005 0.029 0.105 0.253 0.028 0.020 1332 0.133

цепи 2.442 2.505 1.809 01950 0.612 1.666 1320 3368 9352 0.502 0.662 36.100 18.039

<ив 1.»» 0590 0.642 0.251 0329 0.480 0544 1308 1343 0.494 0.490 2588 2.003

(ЗвЛГ»)* 1.249 2-531 2X17 3.779 1.860 3.471 1398 2.575 6.055 1.017 1353 12.081 9.004

Улътрамафиты кайм и переходных зон, как и габбро типа-2.. характеризуются повышенными содержаниями средннх РЭЭ lio сравнению с легкими и тяжелыми, а также сходным обогащением LILE относительно HFSE. Абсолютные концентрации литофилов в верлитах и оливиновэгх клшюпироксенитах возрастают пропорционально уменьшению содержания оливина в породе, причем общий характер их распределения не меняется. Дпя дунгггов ядер типично слабое накопление легких РЭЭ относительно средних и обеднение средними РЗЭ относительно тяжелых. Для альбитмтов и кварцевых альбитмтов характерно существенное обогащение LILE отдаст ель но HFSE, логг г»и РЗЭ относительно тяжелых ((La/Yb)fj*10.04-36.10), при абсолютны.; содержаниях сродник и тяжелых РЗЭ ниже хондрита.

Поведение рассеянных элементов' указывает, габбро типа-1 кристаллизовались из островодужного толеитоього расплава (Фролова и др., 1989). Высокие концентрации МдО, Ш, Ст. деплетированность легкими РЗЭ и отсутствие Жи аномалчи позволяют предполагать, что их состав близок к составу матери*;кого расплава. Систематическое и одновременное обогащение габбро типа-1 легкими РЗЭ при возрастании значений отношения (Иу/5(Ь)ц указывает на плавление гранатового мантийного перидотита. Габбро типа-2 кристаллизовались иэ островодужного иэвестКово-щелочного базальтового расплава (МсСа1-1осЬ & ОалЬе1, 1991), претерпевшего преобразование при фракционной кристаллизации, о чем свидетельствуют низкие содержания МдО, N1 й Сг. Известково-щелочной расплав, вероятно, возникал при плавлении источника свободного от гранчта. Клинопироксенитн и перидотиты внешних зон массивов кристаллизовались иэ того г.е расплава, что и габбро типа-2, поскольку оцененное расчетнак путем распределение РЭЭ в клинопироксенах из этих пород одинаково. Состав ультрамафитов переходных зон и кайм не может рассматриваться как материнский, поскольку распределение РЗЭ в ник отвечает распределению РЭЭ в клинопироксенах, но не в расплаве. Распределение РЗЭ в метадунитех ядра подобно таковому в некоторых дунитах и перидотитах из техтошггов офиолиговых комплексов и указывает, что их формирование не связано ни с фракционной кристаллизацией, ни с частичным плавлением мантийного субстратп (МсВопоидЬ&Ггеу, 1989).

Глава 3. МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ МАССИВОВ ЭПИПЬЧИКСКОП ГРУППЫ

3.1. Происхождение дунитов: гумуляти. предельно истощенные рести-т11 или результат взаимппойстпнч между парнпптитом н базппьтовмц

расплавом

Наличие высокотемпературных деформаций в дунитах ядра, состав оливинов и распределение РЗЭ предполагают, что дуниты ядра могут бить: (1) деформированными кумулятами, первоначально образовавшимися при фракционной кристаллизации базальтового или пик-ритового расплава; (2) деформированными продуктами кристаллизации базальтового расплава, ассимилировавшего перидотиты; (о) предельно дапдатироБанными реститами, или (<4) продуктами высокотемпературного преобразовании мантийного перидотита или ультрама-фитового кумулята при воздействии на него базальтовой или более кремнекислой магмы.

Эволюция состава хромистой шпинели, наличие высоко-Мд оливина и характер деформаций позволяют предполагать, что протоду-ниты являются предельно деплетированными реститами, образовавшимися в результате частичного плавления мантийного перидотита. В качестве субстрата, подвергапшагося плавлению, видимо, можно рассматривать гарцбургит, что согласуется наличием чужеродных по отношению к клинопир жсенитам зерен ортопироксена в ультрамафитах' пораходной зоны, а также с находкой блока метвсоматизировашшз гарцбургитов в одном из массивов платиноносного пояса Урала (Ефимов, 1904) .

Вместе с тем, наличие постепенных переходов между прото- и мотадунитами, характер твердо-пластичных деформаций метадунитов, повшешш желвзистости оливинов и зональность шпинелидов в мвто-дунитах. суыдц ф/вандгюго н расппавнаго воздействия, такие кй§ присутствие флогопита, амфибола и наличие жил клинопироксенитов и верлитов. предполагают изменение первичного распределения РЗЭ в протоду1штах, их полную очистку от ортопироксенов и образованию мегадушпов во внешних зонах ядер в результате субсолидусного тасоматического преобразования, которое, вероятно, было вызвано воздействием базальтового расплава и флюида на реститогенние про-тодуннтн и/или деппетировашше гарцбургиты.

1У

иди сошэст>гой_фраЕ1ттоаюй-лдисхалдизацта и ассшшшши

Формирование последовательности клинопироксановый дуннт-верпит-клинопироксенит-габбро, кристаллизовавшейся из одного и того же расплава могло контролироваться: (1) многократным внедрением и последующей фракционной кристаллизацией мофиговых расплавов; шш (2) комбинацией ассимиляции перидотитов и фракционной кристаллизации базальтового расплава.

Анализ диаграммы LogfCliq^oJLa " -Log(Cj iq<-Xr0)Hi (рис.1) (Relenen, 1986) .показал, что (1) большинство отюиновых и беэ-оливиновых клидапироксвнитов и верлитов являются продуктами фракционной кристаллизации базальтового расплава при ассимиляции им перидотитов; (2) габбро типа, обогащенные легкими РЭЭ образовывались только за счет фракционной' кристаллизации расплава; и (3) габбро типа-2, обогащенные средними РЗЭ являются продуктом фракционной кристаллизации базальтового расплава посла ассими-пя ;ии им перидотитов. Таким образом, становление ультроляфит-ма-фнтовой последовательности массивов Западного и Восточного Эпняь-41«а контролировалось обоими процессами на различных стадиях. Резкое преобладание в массивах пород обогащенных средними РЗЭ, вероятно, указывает на ведущую роль процесса комбинации фракционной кристаллизации и ассимиляции.

Наличие деформированных кластеров оливина, окруженных каймами амфибола и/или амфибола и флогопита, а также резервированиях ортопироксенов в верлитах и юпшопироксеновых дунитах переходных зои предполагает, что ассимилированный материал по составу отвечал протояуниту и'ияи гарцбурготу, который, вероятно, занимал позицию дунитоа ядер. Однако, на основе анализа фазовых диаграмм (Koleraen, 1986, 1990; Kelemen et al., 1990) было показано, что при ассимиляции базальтовыми магмами горцбургитов и лерцолитов при Í0QQ-105Q°C и 10 кб происходит расширение поля кристаллизации оливина, а из расплава кристаялизаэуются клинопироксенот» дуяиты нежели оливиновые клинопироксениты. К смещению равновесия в поле кристаллизации к линопироксена могло привести либо обогащение базальтового расплава Са. либо удалаление из нвго Si, Al и На. Второе предположение более кажется более рвалисткчиьм, поскольку спады привнося. Са не обнаружены ни в изученных массивах, ни во вмещакецих вулканогенно-осадочных толщах, а вынос Si, Al и Na cor-

ЗАПАДНЫЙ И ВОСТОЧНЫЙ ЭШШЬЧИк' 3

А О

О

о

"Б) о

2.5 2 1.5 1

0.5

ФРАКЦИОННАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ

к%6%

0.5 1 1.5 -1_од(С1/Со)№

О 1 О 2

• з ▲ 4

• 5

• 6

2.5

Рис.1 Диаграмма Ьо8( С1 *Ч/С0 - -и>8(С11с|/С0»щ , иллюстрирующая различное влияние процессов только фракционной кристаллизации магмы н фракционной кристаллизации расплава, ассимилирующего перидотиты на поведение некогореитпого и когерентного элементов. Содержания обоих эдемемтои о расплаве (С||() нормализованы на концентрации элементов и «сходной магме (С0). В процессе совместной фракционной кристаллизации и ассимиляции накопление иекогерентного элемента в расилаве происходит экспоненциально, в то время как содержания когерентного элемента изменяется только на начальном этапе, а затем остается практически постоянными. При протекании только процесса фракционной кристаллизации дол»но происходить одновременное возрастание логарифмированных значений для обоих элементов.

1 - габбро и габбродолерити первого типа, продукты кристаллизации островодужного толеитового базальта; 2, 3 -габбро второго тииа, кристаллизовавшиеся из островодукного известково-целочного базальта, 2 - до ассимиляции перидотита, 3 - после ассимиляции перидотита; А - лнроксеииты кайм и перидотиты переходных зон ультрамафитов; 5 - клино-пироксен-содеркацие лунищ и дуииты; 6 - кремнекислые породы даек и зоны взаимодействия расилавпп с анроксенитамн и верли!амн.

ласуется с наличием в массивах а ль билетов и кварцевых альСититов. с высокой подвижностью этих элементов в виде комплексных соединений, возникающих в присутствии флюидов. Кроме тего, изучение реакций преобразования габбро s клинопироксениты похпэвло, что при этом происходит вынос Si, Al и Na (Schiffries, 1962).

Резкое преобладание кварца и альбита, хрупкие деформации в кремнекислых дайках и жилах, натровая специфика эволюции этих пород, существенно более низкие содержания РЗЭ и HFSE, чем в габбро массивов, отсутствие промежуточных продуктов дифференциации между габбро, вльбигитами и кварцевыми альбититами, вероятно, указывают, что кремнозислыо дайки на являются крайними продуктами дифференциации ни одного иэ базальтовых расплавов, иэ которых кристаллизовались габбро массивов. БЬлэе низкие, чем в хондрите содерг-ания РЭЭ и сильное обогащени LILE относительно HFSE противоречит кристаллизации этих пород иэ расплава, отделявшегося от мантийного источника или вогнисаешего 'эп счет анатектического плавления корового материала. На основании имеющихся данных можно предполагать, что распределение рассеянных элементов контролировалось переносам вещества флюидами. Наличие флогопита, хлор-содержащих екфиболов и скаполита а породах указывает, что кристаллизация расплава происходила в присутствии галогенов и воды. РЗЭ и Y слабо подвижны в виде комплексных соединений с этими элементами (Brookins, 1989), что позволяет объяснить их крайне низкие концентрации в альбититах и кварцеяхх аньбигитах. Белее высокая растворимость легких РЗЭ по сравнению с тяжелыми в водных и хлоридных флюидах согласуется с дифференцированным поведением РЗЭ в кремнекислых дайкех, хотя нв исключено, что отчасти это связано с их первично дифференцированным распределением в иэвестково-щелочном базальтовом расплаве.

Геологическая позиция кремнекислых даох предполагает, что ич формирование могло происходить зо ъремя криствл1!изацин уллтрпма-фитоп переходных эон и кайм и гюслй их затперлопачия. Б процессе кристаллизации верлитов и клинолирогсенитои ьещвстяо, пчроятно, выносилось на более высокие ypoDKH. Это согласуется с наличном яр>?мнекислых даег идентичного состав« в reCi6j(io-ro:oprnop4r мэсси-вах Огдоторского хребта (Kepezhinskas ot al., 19Э;) . По^нпсн.чо дя-ок <1№ бит utos и кварцевых альбитатсо епкутпп: г.со поро/ж iv'-сч-

bob, также как и биотит-а.чфиболового габбро "кармана", вероятно, свидетельствуют о существовании очага расположенного в верхней мантии.

3.4. Мпляпирпиямия млгнлтицдскт npntieroB Моделирование состава исто'пшхон расплава габбро

При моделировании состава источника расплавов для габбро различных типов был использован метод инверсии, основанный на предположении, что распределение РЭЭ в родокачальном расплаве является функцией распределения РЭЭ в источнике (McKenzie & O'Kiono, 1991). При расчетах использовалась зависимость, описы-ваюцая равновесное частичное плавление (Wilson, 1989). .Результаты ь^делкроаания (рис.2) показали, что мелкозернистые габбро и габбродолериты типа-i кристаллизовались из магмы, образовавшейся при 10-20/i степени частичного плавлени гранатового ларцолита. обедненного легкими РЗЭ. Габбро типа-2, обогащенные легкими РЗЭ -из расплава, возникшего при 2-103 степени частичного плавления шлннелевого лорцолита умеренно обогащенного логхиыи РЗЭ.

Надоллроват.-в фракционной вристалляэация при и без ассимиляции ¿азалъ тсшнми магмами перидотитов

При моделировании фракционной кристаллизации, сопровождавшейся ассимиляцией, была использована зависимость, предложенная DePaolo (1981), при моделировании только фракционной кристаллизации - уравнение Рзлея (Wilson, 19В9). Результаты расчетов (рис.3) показали, что габбро типа-2 обогащенные легкими РЗЭ могли образовываться за счет аккумуляции 60/£ (01+0рх) и Срх (~1:1) из базальтового расплава. Габбро обогащенные средними РЗЭ - при аккумуляции ~ 702 (Ol+Opx) и Срх (~3:1)' из того же базальтового рлеплава, ассимилировавшего перидотиты.

Фракционная кристаллизация и ассимиляция перидотита иэвест-ково-щовочыдм базальтовым рассчитывались из предположений, что (1) распределение РЗЭ в базальтовом расплава до ассимиляции было подобно распределению РЗЭ в габбро тигш-2А, обогащенном легкими РЭЭ. (2) распределение РЗЭ е мантийном перидотите соответствовало распределении РЗЭ, оцененному на основе модели равновесного частичного плавления: (Э) к моменту взаимодействия равновесно между расплавом и перидотитом било нарушено. Результаты моделирования (рис. 4) гиже за ли, что при данных начальных условиях клинопироксв-

. ФРАКЦИОННАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ

50.0

Е.Е.41В/90 +-+ Е.Е. 147,90

РЕЗУЛЬТАТЫ РАССЧЕТОв (F4X2S)

01+0рх=0.75 Срх=ОЛ5

РАВНОВЮЮЕЧАСГИЧИОЕ ПЛАВЛЕНИЕ зу.тылгы глссетов ихглвл источкии рдсгиик«

F=0.10 СТ+ОрхЦШ Cpx=0 20 Sp=0.02

а+Орх=У599 v чч v N чч Срх=0.25

> Sp=Ó001

LaCePf Nd S.Tt£uü3Tb DyHo ErTmYblu

LaCePrNd SmEuGdTb OyHo ErTmYb lu

ФРАКЦИОННАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ

аюрго.«)

Cpx=0.5Q

LaCePrNd SmEuGdTbOyHofrTmVbtu

PARUQSraiOE ЧАСТИЧНОЕ а№ПЕНЩ

ИЗУЛЬТАШ РЛССЕТОв СОСГАЕИ PCTCÑtMU РДСГЛАЮ

F=0.10

01КЭрх=0.723

Срх=0-25

Gf=0.(K2

1МШ

0¡+0px="0.749

Срх=0.25

0=0.001

LaCaPr.Nd S.ncuGdTbDyHoErTmYbLu-

,_J>h CjZ._______

Рнс.2 Результаты моделирования равновесного частичного плавления по РЗЭ для габбро и габбродолеркгов типа-1 (А) и габбро типа-2 (В) массивов Западного и Восточного Эпдашчика. ? - степень частичного плавления. Минералы и та количество отражают рассчитанный состав источника расплавов. Заштрихованные области показывают допустимые вариации содержаний РЗЭ в соответствии г. Кр.

Рис.3 Результата моделирования фракционной кристаллизации расплава по РЗЭ (А) до ассимиляции иэвестхово-шелочным баэальтогам расплавом» обогащенным легкими РЗЭ, перидотитов н (В) после ассимиляции перидотитов для массивов Западного и Восточного Эпильчнска. F - количество остаточного расплава; минералы и цифры показывает количество и состав аккумулированных фа->- Зататричорчн"?«* области показывают допустимые вариации содержании F33 в '-оо: -?n гг.трни со 311ПЧ9НИЯМИ F.p.

А ГС МОДЕЛЬ начальные УСЛОанЯ

А

О X

: РАСПЛАВ. АО>МШ1ИЮвАВШНЙ ПЕРИДОТИТЫ Ь£2/ОТ

-Т"-----------------

АССМЫ1ЛИ1"СВАННи£

пернюггига

АГС МОДЕЛЬ

РРУЛЬТАТЫ РАССЧП06 00СТА6А |СШ11Ю|1НЮК'СЕННГО1>

100

О X

2

о

Е=

-аСеР^с! БтЕиЗсЛЬРуНо ЕгТтУЫи

1аСеРгИЬ БтЕ1;СЙ1ЬОуНоЕгТтУЫи

АРС МОДЕЛЬ результаты рассчетов оостава к-лнкопмкжаштов

АРС МОДЕЛЬ ■

РЕЗУЛЬТАТЫ РАССЧЕТОВ СОСТАВА КЛИ1ЮПИРОШЖШО

ЬаСеРгМй ЗтЕиСйТЬОуНо ЕгТтУЫи

1аСеРгМсЗ ЗтЕивбТЬ Оу Но ЕгТтУЬ 1и

Рнс.4 Результата моделирования комбинации фракционной кристаллизации и ассимиляции по РЗЭ для ультрамафитов расслоенной переходной зоны массивов Западного и Восточного Эпильчика. К - значения отношения скорости ассимиляции к скорости фракционной кристаллизации. Е - количество остаточного расплава; минералы и цифры показывают количество и состав аккумулированных фаз. Заштрихованные области показывают допустимые вариации содержаний РЗЗ в соответствии со значениями Кр,

гагш могли возникать в результате комбинации фракционной кристаллизации и ассимиляции базальтовым расплавом перидотитов, если соотношение скорости ассимиляции к скорости фракционной кристаллизации изменяется в диапазона от 0,65 до 1.10, а аккумуляция кристаллов 01 из расплава составляет не менее 30?:.

Полученные данные указывают, что становления массивов Западного и Восточного Эпилъчика происходило постадийно. На первом этапе в основание энсиматической островной дуги происходило внедрение островодужного изнестково-щелочного базальтового расплава, образовавшегося в результате частичного плавления шпине-левого лерцолита и претерпевшего фракционную кристалиэацию в магматическом резервуаре большей глубинности. Породы, сформировавшиеся на этой стадии, представлены габбро типа-2. обогащенными легкими РЗЭ.

На второй стадии происходила твердо-пластичная протрузия разогретых мантийных перидотитов (гарцбургитов) в частично закристаллизованные кумуляты габброидов. Такая последовательность событий дает возможность объяснить разннцу в Р-Т условиях формирования габбро и дунитов. Реститогвштае протодуниты, возможно, представляют собой апикальную часть мантийного плкмп. Их вмтцение в остаточные базальтовые расплавы привело к актгаиому взаимодействие и формированию расслоенных переходных зон ультрямафитов, клинопироксенитовых вайм и мотадушггов ядра. После становления главной последовательности островодужные толеитовые расплавы интрудировали породы массивов, трещины проезда"ия заполнялись альбититами и кварцевыми альбититами, формирование которых, вероятно, связано с существованием более глубинного мантийного очага. Предложенная модель хорошо согласуется с данными геофизических наблюдений в зонах субдукции (Steck & Prothero, 1994).

Завышай вне

Приведенные петрографические, шгароструктурные, мингэрппоги-ческио и геохимические данные позволяют сделать следутпщи« отводм:

(1) Выкаленные микроструктурная и скрытая мицор'зпогчч^скпп эонплыгость позволяют выделить два тилп М'нитоп, сляг^'-гп"* ящт мэкгивов Западный и Восточный Эпильчнк. Прото.пуитч ц«птрччм(г-п

ze

части ядра сложены высоко-Mg оливинами (Fob7.8-91.о) и обладают таблитчатой структурой, воэникшей при ситектонической рекристаллизации и внутрикристаплической трансляции по (010) [100] система скольжения. Структура протодуннтов отвечают первому этапу деформаций и возникали при температурах свыак» 1300°С, что соответствует условиям верхней мантии. Микроструктуры и составы оливина и шпине ли дпв позволяют рассматривать протодушгга как предельно даплетироеанкыа реститы. Ме-гадуннты внешней части ядра сложены более железистыми оливинами (fogg^Q.gQ^g) и обладают про-тогранулярной и порфирокластической структурами, образовавшимися по механизм внутрикристаллической трансляцией по {DKL} [100] системе скольжения в оливинах. Структуры нетадуиитов сформировались при втором этапа деформаций, который связан с воздействием мафитового расплава па протодуниты при 970-1100°С.

(2) Анализ полученных геохимических данных и результаты моделировании состаьа источника магм позволяют выделить минимум два типа родоначальник расплавов, из которых при фракционной кристаллизации формировались габбро массивов. Мелкозернистые габбро и габбродолериты кристаллизовались из толвит-базальтового расплава эстровадужного типа, образовавшегося при 10-20% степени частичного плавления гранатового перцалита» обедненного легкими РЗЭ. Среди кумулятивных средне- и крупнозернистое габбро виделени разновидности с разиыми спектрами РЗЭ. Одна из них по результатам моделирования возникла за счет аккумуляции 60% (01+0рх) и Срх (~1:1) из базальтового расплава (обедненного Ti, Та, Hb и др.), возникшего при 2-102 степени частичного плавления шпине левого лерцолмта умеренно обогащенного легкими РЗЭ. Вторая разновидность - при аккумуляции ~ 70* (01+0рх) и Срх (~Э:1) из того же базальтового расплава, ассимилировавшего мантийные перидотиты. Габбро данного типа кристаллизовались при давлении ~5-7 кбар. что соответствует уровню границы Мохо под островными дугами.

(3) Методукиты и ультрамафиты переходных зон являются продуктами реакционного взаимодействия между базальтовым расплаве»), относительно обогащенным леггими РЗЭ, и перидотитами. При этом ао результатам расчетов гпшюпироксеиита могли возникать за счет «инбинвщш фракционной кристаллизации и вентиляции баэапьголам расплавам перидоттов при услппин, что соотношение скорости ас-

симиляции к скорости фракционной кристаллизации изменяется в диапазоне от 0.В5 до 1.10, а аккумуляция кристаллов оливина из расплава составляет на менее 30%.

(4) Полученные петропого-геохимические данные показывают, что дуниты ядра и габбро внепней оторочки являются независимо сформировавшимися породами. И« ассоциации, слагвкщие единые массивы, образовались в результате протрузии мантийных реститовых дукитов и/или перидотитов в частично закристаллизованные габбро крупной магматической камеры, что привело к формированию расслоенных переходных, зон улътрямафитов и метадунитов. Только таким образом можно объяснить разницу в Р-Т условиях формирования про-тодунитов и габбро.

¿Renter, P.K.Kepczhinsk28, N.A.Bogdanov, Н-ТаяаЬ, S-Miyashila, S.F.SoMev, M.Yu.Krs-

sotov, «nd Q,V.L«lnev3> (1991) Geometric et structure dcs plutons mtrusift daiw Гаге premature de Machevna (NE-Kanchatka, USSR) (GeottKUy and struck of c»ty aic phitons m NE Kamchstka, USSR): Ccmples Rendus - Academy den Sciences, Stric П, v.312.

G.V.Lcilncva. and N.A.Bogdanov (1992) Gcnctic relationship of !tw maema-chatribcr оГШс

different depth levels in island-tic of the Olyutor zone, Koryak Upland (in Ensfch): Abstract, EUG-V11, StrasboiuB, France.

Г.В.Лалнопа. Х.Танака (1993) Ипинелида ультрамафитовы* концентри-чесхн зональных массивов Эпильчгасской группы (Корякское нагорье. Северная Камчатка): Геология и разведкаНб.

I.R.Krsvchcnko-Berezhnoy, q.V.Udiwv*. E.A.Ivanova, and V.S.Vishmrvskiiyi», (1993)

AHachihonous tithoteclomc units of (lie ,W Oijutor feii ane (NE Kamchatka) (in Frfrfoh): Ofioiity, vol.18, N2.

S,V,Ledneva, Interaction between andesitic melt and basaltic roc to in the lower crist лг

determined for gabbro-drarite tiuwifs (NE Kamchatka, Ri«w), alwftact, piimptan Union of Geosciences, Strasbourg, April, 1995.

f/MC-IA' ~