Петроструктурные и минералогические показатели генетических особенностей гипербазитов и казитов островодужных и океанических областей

Пономарев, Георгий Петрович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Петроструктурные и минералогические показатели генетических особенностей гипербазитов и казитов островодужных и океанических областей
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петроструктурные и минералогические показатели генетических особенностей гипербазитов и казитов островодужных и океанических областей"

РОССИЙСКАЯ ¿КАДОШ BAÏK

дшяшшшо! СТДЕЛЙШ

ИЧСТШТ ШШШЖОЙ шшош к гошга

Р Г F о;;

№ tftva руиипм ♦55J.ÏÎ2

ВОШ.Ш ГЕ'?гаЙ ПЕТРОВИЧ

ПОТОСТРЯТШШ К ИШГл]ШНЕСОГС ПОКАЗАТЕЛИ ГСНШЧЕСМХ ОСОБЕННОСТИ ПШЕШЗйТОВ Я ХАЗКТОВ ООТОВСДШИХ щ ошймчгш ошегсй

вШМ-потрш^зфм, »УШЯЙЮПИ

Дюс^л.-чш ) insu мушгга хотя» ю enraie -ученей сглсян «ядадт ^мгк-ктюриогетвсш чаук

nsrfwramwr-EíMa-csiré, 1955

Раа-гть иыпалняна в Института £!улк.ймическ'сй геологии и гдемммии Х1»«».ие»10С1 «чьего отделения Нассийосой пкэдлнии Наук.

Неумный рукзиадитет»» доктор г«олого-кииамалогииеских наук

Г,П,Авдей>со

О&яцнллънын аппинс.нтаг доктор га1>чогп-м*няра/:огичаскмх наук

профессор С.А.Пека ¿ЛИГИ ДВО

к«-нд«дг>т шолога •минврвлогиив ;«их наук И. й. Квчовалов (ТОЙ ПВО РА1;(

ВпдуЦвП организацигиКочитет пи геологии и использованы« медр Камчатской области.

Лечит* состоится, на

зьсед{.иим Спаци1л«вированн!»го совята д. 003.54 ,<51 Дьяьн«.-оостсцнога геологического института ДЭО РЛН.

690022 Вл»ди«оето.с, лрос лек г :оо-гетия Влади-вос го<Ъ,

С дчеевртьциеи моигно овнанонитьсп в библиотеке Дальневосточного геологичяскагь института.

Диссертация ра-йсллнг. " Ь> 5'*с?3 г-

Умений секретарь

Спйциализироваммого совета ■■< /

кандидат г.чолога-минералог'ичге кк.-'

наук Уг'Х Г.И.Сннвкии

Актуальность -проблемы. Патроструктуриыр и минералогические характеристики пород ивлямтся одновременно диагностическими и классификвци'онними признаками, позволяющими выделять сообщества пород и судитц об их генетических особенностях. 8 настоящее время ведутся иирокомасштабиые исследования вещественного состава пород бав'ит-гипербазитобого ряда, обраэопвввихсп на границах литосФер-ных плит, с цель» выявления их специфических особенностей в зависимое ти от тектонических условий и* Формирования. В первую очередь это касается океанического магматизма и магматизма активных 4 зон перехода континент-океан. В последние годи основной упор делается на изучении распределения редких и рассеянных але нтоо и изотопов некоторых (элементов в породах разных типов магматизма и на основе этих данных етрг .ся различные генетические модели. Теп не менее,традиционные петрографа—минералогические характеристики не потеряли своего значения. Они являются бавой, на которой ведутся геохимические, изотопные и детальные минералогические исследовании.Структурные и минер логические особенности полутемных магматических пород могу т. оказать существенную помочь и разработке и уточнении генетических моделей.

Целью работы является типизация петроструктурных и минера>

логически»' особенностей гипербазитов и бавитов в зависимости от тернодинм. тческой и геодинамической обстановки их Формирования и дальнейшей эволюции!

В соответствии с этим решались следукщме задачи!

1. Выявление вещественных и структурных характере•тик баяиг тов современной океанической коры и сравнение их по втмм характеристикам с базальтомдами океанической (спилитовая группЕ Формаций) и остроеодутиой (андезитовая группа формаций) ' ст- ^ий равои-тия складчатых областей на примере Камчатского и ряда другпх регионов.

2. Сравнительные характеристики метаморфических преобразований базитов и гипербазитов современной Океании кой коры и океанической стг»дии развития складчатых областей.

,3. Изучение зависимости состава минар»лст (группа апинели) от условий их образования с учетом оке перине игольных данных.

Научной новизна; 1. Вы полоны различи», о структ/рмих особе юс-тпч <соотноыен.,с порФир>свие/~.Фировыо лс>всшие потоки, набор мине-икр** .¿нникои, и *. обменные доли) базитогз современно"

океанической коры и бааальтоидов океанической и островодукной стадий развития складчатых областей. 2.На примере Камчатского региона продемонстрирована возмовиость использования структурных различий баэитов для оценки геодимаиической обстановки их Формирования. 3. впервые установлено существование разнонаправленных изменений (от края к центру) количества кристаллов в краевых зонах лавовых потоков и интрузивных тел, покавана реальность существования таких градиентов в лавовых потоках Южного прорыва БТТИ (Больное трещинное Толбьчинское извержение) и Скергвьряского интрузива, 4. Показано, что 70-80% объема видки* базальтовых расплавов (пахоа-хоэ-лавы) кристаллизуется в эФФуаивную стадии после их Формирования как геологических тел. 5) Установлена зависимость региональных метаморфических преобразований баз&льтондов океанической стадии от интенсивности последующего вулканизма ост— роводушной стадии. 6.Получены новые данные по петрографии магматических пород ряда аелобов запада Тихого океана. 7. Показано, что при контакте зерен минералов гипербазитовых включений (оливина, ортопироксен», клмиопироксена) с базальтовым расплавом в приповерхностных условиях наряду с селективным плавлением клинопи-роксена идет диффузионный обмен элементами (Ре, Мд, Са, А1, №) перечисленных кристаллов с расплавом. 8. впервые выведены количественные цифровые корреляции равновесных содержаний элементов <Рв*°, Гв"*, Мд, А1, ТЧ, С г, Ип> в системе распльв-юпинель, которые использованы Для оценки аволиции базитовых расплавов и перспектив платиноносности некоторых ультрабавитов.

пвпмеяип-

1. На основании сравнения данных о вещественны.». и структурных особенностях баритов современной океанической коры с баааль-тоидами спилитовой и андевитовой групп формаций покавано, что нел-палеогеновые баввльтомды Камчатского региона несут черты ост-роводувных базитов, что вероятно связано с существованием домело-еого гетерогенного Фундамент» в регионе. По ряду признаков часть базальтоидов формации Камчатского мыса (аитиклинорий Восточных полуостровов» сопоставима с базитами океаииче ой .стадии развития,

2. На примере Камчатского региона показано, что региональные метаморфические преобразования базальтоидое океанической стадии

развития ■ значительной нерв зависят от интенсивности последующего островодувного вулканизма и изменяются от цеолитсшой 1 снекти-тоаой) до веленосланцевой и пренит-пумпеллиитовой Фации. Сравнительный аиалиа данных по этой и другим областям показывает, что причиной региональных метаморфических преобразований пород я складчатых областях является последующий этап магматизма, метамер--Физу»чий продукты предыдущего этапа развития.

3. Основной объем (70-90%) маловязких базальтовых расплавов кристаллизуется п эФФузивну» стадии» после их формирования как геологических тел; а зависимости от степени пераохлаад*ния суцест-ву»т разнонаправленные тренды изменения количества кристаллов ;от края к центру) в прикоитактовых частпх лавовых потоков и интрузивных тел основного состава.

4. При контакте с базальтовыми расплавами минерала ультрвма-Фитоаых ксенолитов диффузионно обменивается с ним Ре, По, Са, А1, N8. Это свидетельствует о том, что составы аналогичных минералов, слагающих массивы ультра6азитоо,лрокедвих стади» селективного плавления, соответствует иным равновесным условиям,

З.Меяду концентрациями аленантов в системе расплав-впинель наблкдактся количественные корреляции. Использование этих зависимостей позволяет оценивать составы бавитооах расплаяоз на момент начала кристаллизации «пинели. На ряде примеров {базальтов северного и ивного прорыво* БТТИ, пикритов вулкан« Килауаа"и т.д.) показана значительная роль гравитационно-кристаллизационной дифференциаций о генезисе базитов. Рв"*в/Мд отновенив и содержание Сг в впинелях явпяится индикаторами перспектив некоторых типов ультра-баэитоо на платиноноснпсть.

Практическая иенность. 1. Показано, что наряду с данными по геологии,геохимии, изотопии традиционными патрографича^кими 1вто-дами мовио оценивать термодинамические и геодинамические условия Формирования базальтоидов.

2. Значения Ре*я/Мд отношения в тинолях ноает быть использовано кок для выявлении перспектив платиноносиости некоторых ги-пврбазитовых массивов в целом, так м для оценки перспективности отдельных блоков таких массивов.

Фактический материал. Работа основана на 20-лчтни» личны* исследования», петрографии и минералогии пород базит-гипе[- а^нто-вого ряда Курило-Камчатского региона а рамках комплексной лрог-

ранмы "Мировой океан" в вида отдельных заданий и разделов, а так-«е исследований в соавторстве ряд« коллекций по другим регионам. Основу роботы составляют личные денные «втор« по вулканитам Центральной Камчатской депрессии и правде всего по лаван Толбачииской «реальной воны, в таюе ( совместно с Г.П.Аодейко) по кремиис-то-вулканоге ¡ым Формациям Восточной Камчатки. Кроне того, выли исследованы коллекции И.А.Тарарина и др. (ЙОГИ Д0О РАН) по материалам 4-го рейса нис "Академик Александр Несмеяноь"<19В4) и 7-го рейс« икс "Академик Александр Виноградов"<1966>, а такав коллекции о.С.Приходько (ИТиГ ДВО РАН) ультраосновных ксенолитов иа Си-хотв-Алииьского вулканического пойся и гипербаэитов массива Кон-дер (Алданский цит).

Дли получения сравнительных характеристик для базитов современной океанической коры и мел-палеогеи-неогеновых базальтоидов Камчатки были обработаны литературные данные ревультатов глубоководного бурения <D3CP,35 томов) и геологические отчеты КТГУ. Для выявления цифровых «свисммостей распределений элементов в системе рас плев-л пина ль били ислольясавны (экспериментальные данные, опуб-ликованмые о зарубежной периодической литературе.

Собранные результаты основаны на описаниях и изучении оптическими методами более 4000 проврачных «лифов с применением е ряда случаев интеграционного устройства МИУ-t, Изучение* микролитр-вой Фааы в павах 6Т1И проводилось на приборе UMS (количественная металлургическая система) с Р.Л.Бродской (ВСЕГЕИ). Было использовано "" 250 силикатных «наливов пород, проведенных в химической лаборатории Института вулканологии ДВО РАН; более 23000 химических «наливов составов минералов , выполненных лично «втором иа (микроаналиагтора "Камвб«кс" в тон ае институте.

Hfl. Л.-вЛе.ййМШЧ Pt»£ffTW. По теме диссертации опубликована 33 работы , в том числе 4 главы в коллективных монографиях.

Результаты исследований докладывались и о6суедались на II Дальневосточном петрографическом совещании (Владивосток,"973), иа 11 Советско-Японском симпозиуме (Токио,1974), всесоюзном симпозиуме по вулканическим поясам (Владивосток,1976), на 1Y Толбачииской сессии <Петропавловск-Камчатскйй,1989», на YI Зсесоюзном вулканологическом соеецаиииШетропаелоеск-Камчатский, 1905), на Все-сомвном семинаре по вторичным изменениям (г.Суздаль,1985).

Исследования проводились « тесном конлкте с коллегами из

Институте вулканологии и Института вулканической геологии и геохимии и других академических институтов. Эть • пераун очередь Г.П.Аедейко, О.Н.Волынец, А. 8. Колосков, И.Т.Кирсанов, Д.И.Орих-Хар, А.Е.ШанЦар. Автор благодарен за консультации, ди. -куссии и поддержку Г.Б.Флерову, Э.И.Пополитсву, В.В.Ананьеву,

A.С.Чехмиру, М.Б.Зпель6ауму,В.А.А6р»моеу, А.С.Павленко, f1.lt.Хоти ну, И.А.Тарану,В.А.Ермакову, В.А.Раеидову, И.А.Тарарину, Ю.А.Мартынову, Э.Г.Бадредимоеу. В.А.Селиверстову, А.Б.Перепелову, С.А.Хубуная, А.И.Цюрупе.

Особую благодарность автор вырвеает коллегам, участвовав««« в становлении и организации многолетней стабильной работг рентге-носпектрального конплекса "Канебакс", благодаря чему удалось провести тонкие минералогиче ие исследования. Это- В.в.Ананьев.

B.М.Чубаров, В.Н.Тактаев, Т.М.ФилосоФова, №.В.Чернов, В. I.. Окру гин, В.С.Демьянов, Ю.А.Титов, В.Н.Дубровский, Е.В.Попов.

1. ПЕТРОСТРУКТУРНЫГ ЮКАЗАТЕЛИ ГЕНЕТИЧЕСКИХ ОСОБЕННОСТЕЙ БАЗИТОВ

Понятие "Структура* по А.Н.Заварицкому, (1961), И.Я.Половин-киной <1966).А.А.Паракувеву (1976) включает в себя следующие свойства драктермстики породи! Фазовый состав, объемные доли Фаг? рагнеры и Форму кристаллов данной фазы| взаимслтиовения внутри Фазы и нейду Фазами. Зги характеристики, в свою очередь, могут распадаться на более мелкие, например, с /четок относительного размера кристаллов эффузивные породы делятся на аухровые и порфировые разности. Все вышесказанное касается как переииионаг-матических признаков, так и признаков, обусловленных метаморфическими преобразованиями породы. Данные о пористости, вероятно, тякее поено »сличить • этот перечень, т.к. ата свойства эффузивной пароды является одной иа характеристик рчхии* Флхидиой фазы.

Перечисленные-свойства, будучи диагнос-тиирскими и кла^сиФи-кациоиными признаками, позволяй-) выделять как типовые первично-нагиатические особенное>и эФФузиеов, так и характерные вторичные преобразования пород, уаязывать их с геодинамичаской обстановкой Формирования и выявлять древние аналоги, 'та работа была проделана для базйльтсидов трех гругит Формаций! современной океанической коры, релемок&мениой и ьндезиговой, которые образовались соот-

- В -

ее г. гвенно в океаническую и трех одну» стадии развития складчатой области по А.б.Пейяе и др. <1964).

1.1. Першичномагматические структурны« показатели ревина Формирования базитов

Результаты исследований по атому разделу а полном объеме представлены ■ ряде публикаций автора (Авдейко, Пономарев и др.,»973,1974,197а, 1977| Пономарев, 1979,1980,1982,19В4,1983).

Базальт« современна» едааныиасвкй ковы моено рассматривать как модальный пример структурных особенностей вулканитов, связан-них с аонани растпвения. На сегоднианий день эти породы достаточно подробно описаны (результаты 060Р>. Был обработай опубликованный материал по в& лавовым потокам. При изучении оФФузивиых пород обычно раздельно описываются минералы-вкрапленники и основная насса, что связано с различными условиями их формирования.

Нинералы-вкрапл^нники. Толеитовые базальты современнаА океанической коры в верхней ее части <до .глубины "0,3 км) слоаен'ы преимущественно афиросыми разностями лав. Данные по 66 лавовым потокам покаъывамт, что *35 ив них являитси аФировими разностями и только 31 поток - порфировыми. Вкрапленники'представлены плагиоклазам, оливином и лираксенам. Данные о количественных характеристиках вкрапленников представлены в таблице 1.

Таблица 1

Количественны« характеристики минералов-вкрапленников

Г.........— -г | минеральные ассоциации | " 1 Р1+т«мн. } ...... 1 ' Р1 | .......................I Теми. |

| и частоты их встречав- | | мости }

{ 16'/ | 195! |

| объемные доли Фаз I вкрапленники) 13.4" | Р1 | . 9.2% | Теми. ) 4,2% |

| соотношения плагиоклаз/( Р1>темн. | РКтемн. 1 Р1»темн. |

{ темноцветные и частоты | <~5Ц) | <»«"> ) 11% |

| их встречаемости | 65/. | ..................... 1, 25У. .( , __ ... ...1____ •

О более половине случаев темноцветные преде тарльмы оливином. Ортопирокеен встречается непостоянно и его содервани!! не превыва-ет 2-3'/.. Равмсры вкрапленников обычно ограничены первыми миллиметрами. В породе вкрапленники распределены равномерно. Встреча-илгея как одиночные кристаллы, так и и^ глонеропорфировыв сростки. Оливин мокет участвовать а образовании этих сростков, причем иногда наблюдается прорастание его плагиоклазом и пироксеном. Приведенные в табл.1 значения представляют собой усредненные данные в целом по современной океанической каре, конкретные ее результаты могут разниться от места к -месту. Ta:t» no данным J.P.EiSíen,(1932) существует обратная зависимость содержания вкрапленников в толаитовых базальтах спрединговых зон от скорости рвздвивения питосФерных плчт.

Рдристреть. В подушечных лавовых потоках, слагающих еоаре меимуп океаническую кору, поры составляет порядка 74 по объему, -средний размер их мм. Они обычно рассеяны в верхней половине подувечных тел, хотя найдены и в корках . В нзкоторых подувечных талах встречаются и зоны вириной 3-6 см в Форке полумесяца, обильно насыценмые порами. Отмечается зависимость пористости от глубины излияния базальтов на морское дно, хотя имеются и исключения. Вврсятно, значение давления -О,5 Кбар (глубина 4-5 км) мовно рассматривать как предельное^, ииве которого удаление флюидной Фазы из расплава происходит диФФуаиоиным путем (Пономарев и др.,19П5) .

' Ос^орноя масса. Структурные особенности основной массы базальтов совраменнЬй океанической хоры определяется лодуяечним сложением подводных лавовых потокоэ. Набор минеральных Фаз остается практически преиним, добавляйте« только нянералч группы или-нели. От корки закалки до центральны* частей подувеи.'>их Tei, происходит смена структур и морфологии кристаллов в зависимости от степями переохлаздеиип и времени затзррдеван:1Я. Для корок зэкалии характерна амхигиалимовая структура с редкими микролитеми оливина и плагиоклаза (I генерация), кйторые существовали о лава до еа излияния на морское дно. В подкорковых »она преимущественным ра ;зитием пользуете» вариолитовал структура. Микролити плагиоклаза и оливина обрастают нитевидными кристаллами плагиоклаз» встречается в^риоли, слояенные клинопироксеном, который мв«ет образо-аыаать и дендритные Формы. Промевуточиие зоны подунеиных тел crie-

«вны веерообразными и сноповидными агрегатами плагиоклаз» <11 генерация? , который в атой Боне обычно является доммнируюцей фазой. Здесь ее характерны коробчатые, Бутлеровидныв кристаллы оливина, плагиоклаза. В центральных честях типичными являются иитерсер-тяльные и оФитооыэ структуры, встречаются коробчатые и Футляро-омднче крие 4ллк. Трахитовые и сермйио-порфировыа структуры встречается в. подукечных "мк, но они не являются характерными.

Вакным моментом является то,чтй во всех подувечных тал«.* при^утствуат корка закалки. Это свидетельствует о том, что практически ~907. объема расплава кристаллизуется после ивлияиия его на морское дна. Для аФировых разностей лав, в случае их полной раскристаллмвации, наблюдается еладумцав количественное соотноае-ннв Фаз» плагиоклаз - 49Xj климолирокевн - 44V.j рудный- В'/.. При наличии оливина соотноовиия несколько изменяются) плагиоклаз -31Х| клинопирокевн - 377.} оливин - 7Х| рудный-5Ч. Соотношение плпгйохпав/клинопнроксеи меняется до содерваний оливина^НХ. При содера&ннях оливина выве 14У. ото отноаение сохраняется постоянным, Это дает основание предполагать, что максимальный объем оли-амнг,, который моеет быть образован из расплавов, Формирующих ба-вальтсаул часть океанической коры *Ч4%. Баввльты, содериа^иа >14Х оливища, являмтсв, по-видимому, кумулятивными разностями.

Зслз^осанакиая группа ¿трмаций. Баэальтоиды этой группы Формаций образуется преимущественно в период океанической стадии развития складчатой области. Но как породы они имемт вначительио более длительное срамя Формирования. Эти бааальтоиды образуют устойчивую ассоциацию под обцим нагоакиам "спилитовая" группа. 8 ©том разделе мы остановимся на парвичноиагматических структурных признаках а-,-их пород.

На Камчатке выделтатск ■ дев тектонические зоны <Ветвейс~ ко-КамчатскаЯфИ Восточно-Какчатскап), е которых базвльтоиды атой группы Формаций вироко представлены. Подробно структурные особенности ¡этих пород описаны на примере бааальтоидое из вул камоген-но-осадочных Формаций палсогеи-кеогеночого возраста северо-восточного побераиья Камчатки <6ухта Лаврова, лагуна Средняя). ¡Ав-дейко, Пономарей и др.,1972, 1973, 1974, 1976, 1977j Пономарев, 19QQ, 1904). Было исследовано 7S лавовых потоков массивного и подушечного Словения, среди которых порфировые разности лав преобладают.

Миндралы-вцрапленники представлены плагиоклазом и моноклинным пироксеном. Чисто плагиоклазовыа разносчи лав встречены в ЧУ. случаев. Объемная доля вкрапленников - "475CJ на них плагиоклаз составляет '"ÍSX, клинопироксен ~""2'/.. Законокеркйе иаианания со~ дерзаний вкрапленников размеров и Формы кристаллов по раврег&м подуиечных тел и массивных лавовых потоков отсутствуют. Однако в корках закалки как подуаечных тел, так и массивных лаеизых потоков lo некоторых разрезах) существует кажущееся увеличение объемной доли вкрапленников плагиоклаза (риспредаленме количества кристаллов этой закономерности не подчиняется). Зто связано с субпараллальной ориентировкой кристаллов плагиоклаза линными осями в корка* закалки эдоль поверхности лавовых тел. Размеры кристаллов ограничены парен миллиметрами, обычно кристаллы плагиоклаза в два раза крупнее кристаллов пироксена. Закономерны« изменения размеров и формы кристаллов по разрезам подуайчиых тал и мпссиэны.ч лвэопых потоков отсутствуют. Характерна лльвная изогнутость кристаллов, причем лроу- <одит изгибание и двойниковых «шов. Кристаллы распределены' в лавзвых телах равномерно, характерны гломаропорфировие сростки, в которых кристаллы плагпоклсэв располагаются закономерно друг относительно друга. Наблюдаются случаи врастания пирокееиа в плагиоклаз и наоборот,

Б&з«."1»тоиды океанической стадчи,но рчзчнх этапов ия различных • складчатых областей по структурным особенностям минера-лоЕ-вкрапланников мощно разбить на две группы ¡Пономарев,1984). Пгровп близка базнтам сыгряненмой океанической коры и ^арэктери-зумциеся следующими признаками! лрвоблзиагот аФировые размести naos обьеннйя доля скреплянникоа м>гя«е 203ÍJ преимущественно оли-вкн-плагиегслаэовий набор вкрапленников, хотя а ряде случаев оли-пин капе г играть спорадическую роль. Базальтоидм птой rpynnu характерны для раннвоксаничаекнх от^пос раявития складчатых областей. Етерея группа пргдстаалдна преимуществ_нно порФиропмни рав-

ностпмн ла», объемная долп вкргпланнмигов болег 20У,, набор их «и»

Р2.

По отим признакам база;!ЬТоидн вулкаиогенно-осадочних Форма-Ч«Й Ьетеейско-канчатской ( и (Зосточно-Камчптской <КЯ - -О эон

сиотяатствуют 2-Й группе. По гес^имипесшт харакг■ .■рметикам (Г«о-ж'имичвская типизация нагмагшискик и метаморфических пород Камчатки, 1990) зги ба^альтоиды характеризуются гетерогенноетыл и

не-ут черты сходства как г базальтами современного океанического дна, тек и бавитамн примитивных островных дуг. Численные значения Zr/Nb отношения для подувечных лев Восточио-К,»мчатской зоны ко многих случаях более 30, что по J.B.&iU (1984) соответствует островоду*ным сериям. На диаграммах J.Pearce (1973) <Ti~2r~Yb), D.Wood (1980) <Th-Hf-Ta)- вулканиты обеих вой «К»-^) попадают в поля как островодувиих базальтов , так и базальтов срединно-окаа-нических хребтов. Лавовые потоки в них представлены преимущественно порфировыми равностями} в число вкрапленников могут входить биотит,амфибол, ромбический пироксен, а оливин не всегда пр, ;утс-твувт. Объемная доля вкрапленников более 20X. Объяснение структурных н других особенностей монет быть двоякое. Эта группа пород или соответствует более позднему этапу Формирования складчатой области (поздиеокевмическая стадия) или, как в случае Камчатского региона, эти особенности обязаны,■ вероятно, наличии домелового гетерогенного Фундамента. Иной набор характермстик-i , ивнаков {химия минералов, петрохимия» геохимия пород- С.А. Хубунвя,1987; стратиграфия, тектоника, пвтрохимия-Н.В.Цуканов, 19B8J пвтрогеохи-мия- А.В.»едорчук и др., 1989) таксе свидетельствует,что мел-ла-леогеноеые толцн ааровых лав Восточной Камчатки несут черти ост-рсводуиных базитов. Наряду с этин , по выделенным нами признакам о Восточно-Кемчатской вон« некотбрые меловые паровые лавы - Формации Камчатского мыса - бливки океаническим. Этот вывод совпадает с мнениями М.Ю.Хотина <1976) , Н.В.Цуканова <19ВВ> и А.В.Фе-дорчука (19Q9) об океанической природе части подушечных лав этого Фрагмента Камчатской складчатой области, что монет быть обязано тектоническому совмещении структур из равных геодинамических обс-т&новок (П.е.Фадормус и др., 1989)...

Пдриутрст^. Содержание пор колеблется от 3 до 14Х по обьему, равмер их - от О,3 до 1 мм. Они приурочены к верхней половине лавовых тел, включая и корки закалки. Встречамтсл отдельные поду-«ечиые тела, у которых о верхней половина существуют 2-4 воны, вириной ^3-6 см в виде полумесяца, где содержание пор достигает %25Х, Характер контактов пор с основной массой может быть 2-х ендов. Поры с ровными границами, контактирующие с микролитами и основной псаиь», и с волнистой внутренней границей, окрукенные каймой, «ириной *0,3 мм, сложенной крчптокристаллической основной тканью. Суцестзует еце одна генерация пор, размером '■О, 01-0,03

им, которые приурочены к наиболее; раскриетапли-зов^нным участкам подушечных тел.

Основная масса. Баэальтоиды этой группы Формаций характеры-зуютсп довольно большим разнообразием структур основной массы, обязанный условиям остывания, составам расплавов и т.д. В то »е время подувечные лалеолавы, обравоваввиеся в подводных условиях, имеют довольно устойчивые закономерности изменения структур по разрезам подувечмых лав в различных складчатых сооруяенипх (Скрипчвнко,1965; ШарФмаи,1971s Spillte and splitic rocks,1974, Авдейко, Пономарев и др.,1973, 1974, 1976, 1977). Эти особенности практически идентичны структурным особенностям подушечных лав современной океанической коры. Кроме того, детальными петрографическими исследованиями были выявлены новые закономерности затвердевания подушечных тал (отсадка ядерной части в подуяечних телах в результате более реннай ее кристаллизации) (Авдейко, Пономарев и др.,1976,1977). Основным отличием является то,что о подушечных палеолавах в пределах одного тела могут быть встречены как альби-' тиэированный базальт, так и собственно спилит. В подуаячных лэвах океанической коры структуры промежуточных зон подушечных тел мои-ио. назвать спилитовыми, но сами породы спилитани не пэляются, т.к. нет отчетливой 'ассоциации улорит-альбит-клинопироксен. Существенным отличием подушечных лао древних толщ от океанических пиллоу-лав является закономерное изменение химического состава пород по разрезам тел (рис.1) на пригэре пз.в из бухты Лаврова. Наиболее контрастные различия по .валовому химическому составу (гиалиновых корок закалки и спилитовнч промевуточных гон) характерны для подувечмых тел из центральных частей потоков (Аадейко, Пономарев и др., 1976, 1977), что связано с особенностями затвердевания. Подобные различия отсутствуют э саачих подуаечных лавах океанической коры и иабл*дв»тсп в пиллоу ах, подвергшихся вторичным ивменениям. Наиболее возможной причиной такой синхронности изменений структур и состав» пород мовет выть высокая подвижность ряда элементов. Такая подвилность для магнетических базальтовых расплавов не характерна и мовет бить обязан» или су-цестаовани» особой спилитовой магмы совместно с явлением тр&нсоа-поризации или вторичными изменениями. Против особой спилятооой нагмы свидетельствует совместное нахождение альбитиъироояимого

510, А1«&, ОД) .М

паи «1в • Л о А

[ч-*

¡21

Г?. {

{

СаО &0

» «о • й) п

1Т

Рас. 1. Средни» содерздпяя еяжич». по зоипн подушек: *) крыша ее«« эаигдки, ■ в)иер*1ш* нрояежугчч"0" юии, в) центр, г) нижи«« .

честь вромеиуточной »виц д1 _№№>>>. »ока__5МЭ£Кщ\С|иоитаи. лкшш—>

Модпояч ю кроалм яотот слилвге», лумтпрнгя лиии*—рлсиригтлмюб-«еппие иодутк« щ мситра поток»?"'

базальта и с пилита а пределах однегоподувечноге тела.

Для подуаечных полеолав^ твк ее кик и для лав совраманноА слаемнчвсиой кори облоательмым является присутствие гиелммезих кс ок эаиалйи, маяаонскно от маета и времени их образованна, Эта говорит о тон, мтс основной объем кристаллической Фазы ОООЙР е яидких баоальтовых лавах Формируется после их становления игу. геологических тал,тек: как э -белъаинстеа своем подушечные лааы состоят ив огшшосэпзОнных ветвяцихся цилиндрических тал, дакормрв-ваниик лочкообр&вш.к1н екеигженп и «а лвлпгется грудами инолирооан-них скруглах тел (Пономарев,15В0).

Й1;^агнтсэ»п грур^а Форпрцмй. Баеальти этой группы Формаций представлены порфировн.-т разностямие аФировне базальты достаточно редки. Объемная доля окрвлпенников составляет 20-40%, С^вдн них напбольпин распространением пользуется плагиоклаз, он преобладает и в количественном отнесении. Соотноксниа плогиоклав/твмнрцоитнке >1 и вач туи лрнблвяаатся к 2, хртя нередкими являются и обратные соотношения. Темноцветны® минералы представлены оливином, ор-толироясенаи, клмнопирокеенон, иногда встречаются текла амфибол н биотит. Со^врврние плагисилыза сествалпот уве до 20-30Х «о рост доли темиоцоагни» пншграпов идет более быстрыми темпами в« счет ■¿прения их набора. Характерными явЛлгатся серийно^орфироамо и директивные структуры. Нередко встречается раанос-ч с кристаллам« плагиоклаза болаа 1 см. Существует отчетливая полокительнан корреляция магзду раоиерг.ми вкрьлпеннкквэ плагиоклава и их количеством. Порядок выделения кристаллвв-вкрапл» ,н»коа различии* миме-

ральных групп разнообразный, вероятной причиной этого >:r inetce иирокий диапазон составов островоду*них базаг той и P-T-fOa условий.

Пористость. Бйппльтовые лавы андезитовых Формаций характеризуются чрезвычайно широким диапазоном значений пористости в отличие от лав океанической коры и подушечных лав океанической стадии. Центральные части потоков ао многих случаях сложены массивной породой, практически лишенной пористости. Краевые же чисти лавовых потоков представлены «лаковыми разностями, содержащими до 007. пор по обьеиу и сравнимы по этому признаку с типичной пирок-ластикой. Это связано с более высоким содержанием летучих о базальтовых расплавах андезитовой группы Формаций и с оти гствием давления столба воды при Формировании лавопых потоков.Широкое развитие пирокластики, кото(-ля практически отсутствует при пубо-ководных извержениях , является следствием атих же причин.

Основная масса. Практически все виды структур, характерных для базальтов, могут быть встречены в их разностях из андезитовой группы Формаций. Например, в¡_ почкообразных выжимках, на фрг так лавовых потоков Южного прорыва Большого трецинного Толбачинского извержения (1975-1976 гг.) встречены зачатки сноповидных агрегатов плагиоклаза, довольно часто встречаются типичные "ласточкины хвосты" о1 энчаний кристаллов, много кристаллов коробчатой и Фут-лярсгвиднои формы.

Современные базальтовые извержения являются масытаб „ми природными экспериментами, позволямцими исследовать явления кристаллизации природных расплавов. В этом плане базальтовые швы БТТИ послужили хоровим объектом для определения места, времени и скорости роста микролитовой Фазы(Пономарев, 1979, 19S2).

Во-первых, в атих лавах , как и в нижеописанных базальтах океанической коры и подужечных лав?»-, океанической стадии суцест-вуклг микролиты 2-х генераций. В стекловатых корках закалки практически всегда присутствует в небольшом количества микролитовая Фаза, выделяемая как микролиты I генерации, р,-,-)мер которых практически не изменяется в зависимости dt удаленности от места излияния. Это свидетельствует , по всей вероятности, об остановке расплава перед излиянием (периферический близпоаерхностный очаг) и их образовании в этот период. Пикрапиты II генерации, слага, цие основной об>.ем породы (70-80'/.> образуются после излияния расплав;,

на дневную поверхности м после прекрацания двииения, ' т.е. Формирования расплава, как геологического тела. Об ятом свидетпльогву-ат.существование стекловатой корки закалки в давоаых потоках, лавовых порциях, почкообрьвных выжимках независимо от удаленности от места излияния. Аналогичная картина наблмдается и в подводных подушечных лавах, т.к. точка отбора всегда произвольна относительно удаленности от места излияния.

Эти результаты отчасти совпадают с мнением Д.И.Фрих-Хара < 1*7/7), который предполагал, что образование всех кристаллов в магматических породах происходит не в расплаве, а в магматическом стекле, т.е. в первохлавдемной «идкости в хрупком состоянии.

Интересным является изучение связи движения расплава и его кристаллизационной способности. Судя по вы«еперечнеленным данным, массовая кристаллизация в видких базальтовых расплавах начинается после их остановки. Экспериментальные данные по вле^ним движения базальтового расплава на кинетику его кристаллизации свидетельствует , что при определенных степенях переохлаждении движение н^ порядок увеличивает скорость нуклеации (Коис1п вЪ а!.,1936). Воз-новмой причиной этого несоответствия мечет бить близость температуры кристаллизации и температуры перехода переохлажденной хидкости э хрупкое состояние . Однако, наличие микро/штое ой фазы пераой генерации говорит о том, ото кристаллизация началась, но затем была прервана и возобновилась после Формирования л&вЪвых тел.

Н.г> примере вулканической бомбы из «лакового конуса Юяного прорыв« БТТМ били еценемы скорости роста кристаллов плагиоклаза (Понон&рсв, 1932). Значения леиьт о интервала от 0,004 мм/мин ^ оси С до 0,14 ни/мин вдоль оси С,рели согласиться с тем, что в зоне криствлг.мвации интрузивных Тел '(гона невду Т-ликвидус -Т-солндус) скорости рсств кристаллов сопоставимы с полученными, .то в атой зоне процессы достаточно быстротечны с точки зрения геологического времени, тогда как скорость затвердевания самого интрузивного тела мала из-за медленного передвижения гоны меяду Т-ликвидус - Т-солидус вглубь него.

Зависимости скоростей вародываабрвзоеанйЯ и скоростей роста кристаллов от степени переохлаждения относительно Т-кристаллиаа-цми были получены Г.Таммаиом * 1*гЗ>Й1 на принеррх,остывания слоеных органических веществ (рис.2). Зги зависимости носят универсалный

«opcKTsp и прмлокин« к силикатным рас плавен. Так как оти кривые пряхойпт черев «¡эксииум при мзньтоини-.ч ивчаиенки степзмя ■ переох 1кмзд«н«я, то лрсма чисгокннх ивмвиакай значений скороетрй зароды-йвобраяочйнии дпл аны существовать рая.чалаярявлеииые .чаменааия гряр,ка::тса :гэл:1ивствз кристаллов от периферии геолпгичсскогп тела к seo центру (Пономарев, 19Í32). Эта полоясине распространяется на кристаллы, катерна образовались в рвсплазй посла его Формирования как геологического тала. В лавоэнх потоках го -тепловатой коркой закалки, лрвпооер::ностнца части которых кристаллизуются з условиям е сысекоЛ Степаны* переохлаждения <прарап часть пгрчвой 1) будд т «ьблмдэтьсп уполичемко количества коивобревиопнимх кристаллов

Клише eropocreft «врогидатейртласяг П| в пост« (J! «мегозяоа. в ввгавчктв ог crestas вг^гаааидмия, (по 1ВД). Г*,,,»— гавкрэцм крмяыи» г-с-IMW. '

от ррея к центру., В интрузкаких тела», обраЕгаьмннх магмой, ив cffftCfaсэ.их еезечеиявх «ристал/юс, с nanr.fi «тпггэд-.ю горвохяавдания {«asan часть красой í) б»л«т »шЗпидетьеп у«сг.ыс*?мг»в количества мевоперпясйвниох кристаллов эт края к м.йЧтру. О^япполагаепыв осо-éCüfioSTM действ мтет»нс яай^педелотез «а пример« распределения ксли-честоь егристаялос ляагиеклава в Явного прорыва Г-.ТТИ и для

omtamia, ' пироксена, л.чагмяклагг» и пагизорудиого минерала в кра -вой гасГц Сиергеардского ннтругмпа (Уойдяер« &Науя,1970). Открытым остается еспрос при каких сгоппнях парввхпьадений Сгда и о каких магматических телах) происходит спень направленности градиенте».

В заключение этого раздела перечислим основные ревульта-тм,получанные авторанг

а) еиквганы различия структурных характеристик по минера-

лам-вкраплгнникаи в базитах океанической и островодувной стадии развития складчатых областей, выражающееся в разных соотношениях афировых и порфировых разновидностей лав, наборах минеральных Фаз вкрапленников, объемных содержаниях минералов-вкрапленников. Укапанные характеристики могут быть использованы для диагностики условий становления этих пав; 6>устаноег,ан ряд особенностей кристаллизации магматических | сплавов! получены скорости роста кристаллов плагиоклаза в базальтовом расплаве, которая мошет дости-гвт 0,14 мм/мин» показано существование разнонаправленных градиентов количества кристаллов (от края к центру) и контактосых зонах лавовых потоков и интрузивных тещ высказано предполоиение о связи движения расплава и его кристаллизационной способности.

1.2. Особенности вторичных преобразований базитов

Формирования бааитов современной океанической коры и базаль-тоидоо океанической стадии развития складчатых областей не заканчивается писле их консолидации. Значительные преобразования этих пород , обязанные метаморфическим процессам, во многой определяют их современный облик (Аедейко, Пономарев и др.,1974,• 197Ь, 1977| Паномпрев, 1909). Отсутствие подробных сведений об отих процессах приводит к разнообразию точек зрения на генетические особенности отих пород. Ярким примером могут слуеить неутихающие споры о генезисе спилитов. Особенности вторичных преобразований позволяют оценить фациальный уровень изменений отих пород, выявить-различные контролирующие Факторы, связанные со строением породы'и сравнить эти признаки в сообществах пород, образоваввихся в различных геодинамических обстановка.*.

Ьааальтм сооременной океанической корм. Характеристика вторичных преобразований этих базитов получена на основе опубликованных материалов экспедиционных рейсов 6/с"Гло^р Челлендяер". Региональные метаморфические преобразовании базитов, слагающих современную океаническую кору, ограничены преимущественно р&нками цеолитовой Фации. На атом Фоне 'могут встречаться и сильно измененные породы (до условий апидот-амФиболитовой и амфиболитовой Фаций . Эти породы обычно приурочены к тектоническим наруиенипм различного ранга на склонах риФтовых долин, в трансформных рагло-

мах и глубоководных волобах. Региональные метаморфические преобразования базитов 2-го слоя оценены В.Б,Кур* совым <190й) а рамках спектитовой. Фации, границы которой практически, совпадают с лредаламм цеолитовой Фации. Вероятно ото болеа удачное опрвдлленив . т-к. смактиты в отличие от цеолитов являются ввдуцей минеральной Фа^ой измаигнных базальтов и по частоте встречаемости и в количественном отношении. На фоне преобразований в ранках цеоли-тоэоЛ (смактитовой) Фации существуют вариации вторичных изменений, контролируемых рядом Ф&кторов.

фазовый контроль. Олиоин практически во всех лавовых потоках затронут иторичныки праобра-->в<»ииями, хотя в пределах одного «лифа могут быть встречены как лолносты» свеиие кристаллы, та! л замененные. ' Вторичными минералами -?*нято обычно порядка 20-40У. поверхности первичного кристалла , наиболее характерны: иддингеит, кальцит, емвктмты. Кристаллы кльчопироксенв практически не изменены, основной минерал, разбивающийся по мему - смектит. Микролиты пироксена чаща вьтронуты вторичными изменениями. Кристаллы плагиоклаза обычно чистив, репе по ним развиваются смектиты и кальцит. Изменены« чаце приурочены к центральным частям кристаллов, насы"'Анным раеллааными включениями. Отмечается более высокая степань иэменемности кристаллов плагиоклаз« в центральных частях лавовых тел. Основная ткань в больяинстве случаев изменена, основными нооообравовамными миицрйлами являются смектиты,хлориты, кальцит и цаолйтм. Внешняя часть стекловатой корки ааклдки толщиной 1-2 мм обычно заменена пьлагонптом. В центральных чпетях ла-вояых тел,' где количество остаточного первичного стекла ке».^лИко, оно наиболее сильно подвгриеио ИБмененияи. Примерно 2/3 пор зап шаиз вторичными мкнералдми, преимущественным распространением пользуются кальцит, смектиты, цеолиты и хлориты. Характерно зональное ваполкениа пор! спекгитаи выполнена внеаняя часть, а внутренняя - кальцитом. Описани случаи дтсоририеания стенок' пор сульфидами Си и N1 (скв. 395Д>. О заполнении пор часто принимает участие пирит. Радиальные прожилки приурочены » осиоонои к краевым частям лавовых тел и оилолнены в осп.'цнап калмцитом, цеолитами и спектитами, часто встречается пир^т. Внутри прожилков существует яональмп?ть< йр^гсио■част» выполнена смвктмтом, а нент-

йогиккп ч|к Iь> цеолитвмк, пиритом и окислами ««лаза. Первичные рудные минералы, представлены впинелями титаномаг-нетитом, ильменитом и глобулями сульфидов, которые замещаются.гематитом, пиритом.

структурно-текстурный контроль. Обычно наиболее раскристал-ливованные центральные части лавовых тел сильнее подвераены вторичным преобразованиям. Вдоль трещин и вокруг пор в породах с возрастом "■1 мли лет существуют зоны вириной ~1-2 см, где интенсивность изменений выае. Вероятной причиной этого являения может быть увеличение площади Фазовых границ, способствующее увеличению проницаемости породы для агентов метаморфизма.

Тектонический контроль. Выае уже упоминалось о более высоких уровнях метаморфических преобразований пород в зонах трансформных

разломов и т.д. . Здесь ми остановимся ив более мелкомасвтабных

явлениях. В базальтах из одной скваанни степень их и?мененноети с глубиной ведет себя неоднозначно, и могут существовать небальвие зоны сильно измененных пород, связанные с тектоническими нарушениями. В близко расположенных скважинфх (417А и 417Д) степень изменения пород может быть различной . Так, в базальтах из первой сквввьны разаняаетсн калиевый полевой шпат, обильны цеолитизация и смектитизвция первичных Фаз, в отличие от второй, где изменения незначительны. Имеются случаи независимости степени изменения от возраста. Базальты ска.412, имеющие вовраст ""1,6 млн лет, изменены сильнее ¿«»альтов ив сквавии 410, 408, 407, имеющих соответственно возрасты - 10,26, и 3& мли лет. Наиболее вероятной причиной подобных несоответствий пвлпмтся тектонические иарувения, являющиеся зонаьм повышенной проницаемости.

Возрастной контроль. Затронутые., изменениями кристаллы оливина наблюдаются в лавах, возраст которых млн лет.Измененные кристаллы пироксена встречаются в лавах с возрастом > 10 млн лет. Средний возраст пород, в которых плагиоклаз не подвержен вторичным изменениям ~40 млн лет. Хлориты и цеолиты развиваются по плагиоклазу иа лав, с возрастом >20 млн лет, калиевий полевой впат, серицнт ><0 млн лет, апмдот, пумпеллиит, селадонит - >70 млн лет. Оновнар тк&нь начинает изменяться уже а лавах возрастом"! млн лет] кальцит+карбоньты раавиваются в лавах ->10 млн лет» калиевый поп ой впат ->">0 млн л«Т| цеолиты -> 25 млн лет) эпидот, селадоны, серпентин -.'6 млн л«т. Заполнение пор и провилков начинается

в лавах с возраста ""1 «ли лет. Одним и» факторов, >ю-о6'. >яумц«> эти« возрастным изменениям, может быть увеличение мощности осадочного слоя, средняя мощность которого составляет '"О," км и который моино рассматривать кик тепловой акрам, водоупорный горизонт, источник поровых растворов и т.д.

Основным компонентом флюидов, преобразующих базальты океан« ческой коры является морская вода. Об атом свидетельствуют даичы* по смещению изотопных отношений водорода и кислорода в изменени нь1х породах второго слоя и древних офиолитоеых комплексах <Вииог радов, 1983; Покровский,1904). Изучение офиолитов Семвйла, кото рые рассматриваются, как меловая океаническая кора «Gregory, Tav lor, 19В1) показало, что морская вода мовят проникать в океан» ческуи кору на глубину около 5 км.

Базальтоиди скааиичасксй стадми развития складчатых облас тей,- Особенности региональных метаморфических преобразований эти* пород рассмотрены из примере Камчатского региона (Авдайко, Пономарев и др„,1974t Пономарев,19В9). На стратиграфические и такто ничаские соотнооения в нам существуют разнообразные точки зрении (Авдейко,1977; Леглер,1?78; Шамцер,19S4; Ханчук,1993), как классические ггосинхлинальные, Taje и современные представления о про цессах взЕимодейстяия литосФериых плит в зонах субдукции г. прич-ленэниек разновозрастных террейноа, различных генетических типов. За основу стратиграфической схемы вулканических толщ и истории геологического разоптмл вяяты представления А.Е.Швнцяр» (Шэнцер, Шапиро, 19С4). Данные по втормчнып.преобразованиям пород получены по материалам гаолагич«£кого изучения региона Д.й.Бапувкино, А.И.Бсроацева, М.И.Горнчевг, Н. Даниласко, ñ.rt. Коляды, В.Е.Лопатина, С.Е.Синельниковой, А,И,Лоздеяеа, Д. ft. Свдреаоа, Б.М.Слид-нена, А.Г.Цмкунова и ряду публикаций в периодической пича-П:. Р истории рйзаитиг?' региона с мзлоаого арамени амдаляются два tíkto-на~магматкческих зтапа, соответствующие подподмой и наземной стадиям tiro развития, разделенные мощной тектоничмекой перестройкой Половой вулканизм носил преимущественно подводмнй характер с соп-

ойлйстей вулканизма и осадкообразовании, ц0 ряду призм«

vor. (см. емйз> больаэя часть келогьаых вулканите,-? отличвитсп о-бйзитов океанической коры и имеет черты сходства с остоояодувныии ftTiñ«T-5Mn. В кгйипзойское время, искличяя частично п.^п«вгсн íomj nor.yucTf'ooc« ','5сгси»7-'йваннай прогиб) и »f с-оает<л»нум Ко

рякского нагорья, где возобновился или продолжался подводный вулканизм, извержения носили преимущественно наземный характер, с рьзвитием контрастных серий, а в ряде мест ото существенно анде-зитовые комплексы. Проявления кайнозойского наземного вулканизма «ироко развиты а Камчатсео-Корякском антиклинории, незначительно

- в Оосточ о-Камчатском антиклинории и «го-восточной части .Корякского нагорья и отсутстчуит в воне полуостровов. Вторичные преобразования аФФузивов и интрузивных тел е выделенных линейных элементах , классифицируемые Фациально, подчиняются определенным закономерностям.

Нике приводятся характеристики степени изменения К*~Р бази-тов Корякско-Камчатского региона по отдельным тектоническим единицам.

Кг.мчатско-Коря>;ский антиклинорий» ирунейская серия (сан-тон-канпан) - фация зеленых сланцев, интрузивные тела, залегающие в этой толще - фация зеленых сланцев) киргаиикская серия (мааст-ри*г-даний) - Фация зеленых сланцев - пранит-пумпеллиитовая, интрузивные тела - Фоция зеленых сланцев} кинкильская свита (эоцен)

- пренит-пумпвллиитовая, цеолитовая Фация, интрузивные тела - Фация зеленых сланцев; пвгодайкинская, аиавгайская, березовская свиты (ниоцен) — пренит-пумпеллитовая, цеолитовая Фации, интрузивные тела - от Фации зеленых сланцев до цеолитовой;' алнейская серия (плиоцен) - цеолитовая Фация.

вострмно-Крнч^тскцй антиклинорий» валагинская свита (сан-тон-кампан) - пренит-пумпеллиитовая Фация, интрузивные тела, залегающие в ней - Фация зеленых сланцев (?>, ветловская, халицкая свиты (маастрихт-даний)- лреиит-пумпеллиитовая, цеолитовая фации,

интрузивные тала - Фация веланых сланцеь; тмяевская, ильпинскья,

паратуисКая свиты (ниоцен; - ассоциация серицит-хлорит-карбонат, интрузивные тела - пренит-пумпеллитовая Фация; тумрокская, ца-пинская свиты, алнейская серия (плиоцен) - цеолитовая (слабо) Фация, интрузивные тегч - цеолитовая Фация (слабо).

Иго-восточная часть Корякского нагорья; ватынская свита (сангон-кампан) - Фация зеленых сланцев, пренит-пумяеллиитояая, интрузивные тела, залегающие в атой толще - Фация Зеленых сланцев (?) ; ачайваямская,хакинская, инетываямская свиты (Маастрихт) -пренит-пумпеллиитовая Фация; ивтыгинская свита (палеоцен-эоцен) -пренит-пумпеллиитовая, зеленоеланцевая интрузивные тела -

пренит-пумпеллиитовая, пйланосланцввая Фации? корФская сьи • . ми оцен-плиоцен) - лавог>ые патоки и интрузивные г«ла изменены в пре делах цеолитовой Фации '.?).

Днтиклинорий Восточных полуостровов» свита мыса Каменист.,! •> (коньяк-кпмпан) - пренит-пумпеллитооая, цеолитован фации! имгр> вивные тела, залегающие в этой толще - зелеиосланцевая, прс-нит-пумпеллитовая Фации; пикевскаи, емвгинская свиты (Маастрихт) - пренит-пумпеллиитовая, цеолитовая фации, интрузивные тела • зе леносланцевая, преиит-пумпеллиитовая Фации: сголбовская, кроноц кая серии (палеоцен—эоцен) - цеолитовая фация (?), интрузивные тела - зеленоеланцевая Фация (?),

Эти данные по вторичным изменениям достаточно С(е.,атичии, т.к. собственно вторичные преобразования в регионе не являлись предметом детальных целенаправленных изучений) кроме тоге диагностика этих вторичных, зачастую тонкодисперсних Фаз, основана на оптических методах. Однако' эти данные сопоставимы с достаточно детальными исследованиями микрозондовым методом вторичных минералов в подуаечных лавах ивтыгинской свиты палеоцен-эоценового оз-раста из ювной части Корякского нагорья (Пономарев,1969).

На примере подводных эФФузивов ивтыгинской свиты были выявлены характерные черты изменений с учетом структурных особенностей порор которые слабо зависят от Фациального уровня в диапазоне' пренит-пумпеллиитовая - зелеиосланцевая фации. Вкрапленники и микролиты клинопироксена весьма умеренно затронуты в .ричными изменениями, полностью замещенные зерна составляют -ЮХ, вторичными изменениями занято ~20й площади кристалла. Вторичн минералы представлены в основном хлоритом с точечными выделениями сФена по системе "прошитое" , расчленяющих кристалл. Кристаллы чаги-оклаза практически полностью замещены вторичными минералами, реликты основного плагиоклаза обычно встречамтся в корках закалки и центральных частях подушечных тел. Среди втсричных минералов наи-больвим распространением пользуются вльбнт, калиевый полевой апат, эпидот, хлорит, скаполит. Основная ткань ,лностью замещена вторичными минералами. Ведущими среди них явлпется группы хлорита, ортоклаза, сфена, плагиоклаза. 0 корках закалки преобладает хлорит, для подкорковых зон характерны полевые шпаты и кварц. Поры полностью (в отличие от баритов 2-го слоя) выполнены вторичными минералами. Я половине случаев заполнитель представлен одним

-.пиритом. Для трецин характерны мономинеральние заполнения хлори-таи или альбитом. В подкорковых частвх подувечных тел иногда встречаются участки, размером 300-600 мк, угарнвииа первичные структурные признаки, выполненные одним минералом. Характерными являются альбит, кварц, кдиноцоизит, может быть калиевый полевой шпат. 6 целом это типичные особенности изменения подушечных лао в регион^ с учетом Фациального уровня. Общим для региона является высокое Мооя в матаморфизуюцих Флюидах, что Фиксируется по широкому развитию карбоната и серицита, и высокое содержание калия в породах, благодаря которому часто встречаются селадонит и калиевый полевой впат. ^

Комплекс .вышеперечисленных особенностей различного ранга позволяет говорить о ряде закономерностей региональных нетаморфи-< ческих преобразований в Камчатской складчатой области. В трех выделенных метаморфических структурно-тектонических зонах диапазон вторичных изменений меняется от фаций валены:;, еланцез до цаолито-вой или от пренит-лумпеллиитовой до цеолиговой. Фацисльный уровень ивмененмй интрузивной и эффузивной составляющей в рамках вулкано-плугоничйской ассоциации (формации) в каедой зоне примерно одинаков, хотя а интрузивной составляющей мовет быть несколько выав. Диапазон Фациьльных изменений в поясе определяется интенсивность» развития видезитовой группы формаций, если они практически отсутствуют в зоне, то Фациальный уровень изнеигнин подвод-них подуыечмых лай остается на уровне цеолитовой фации, сопоставим с изменениями второго слоя современной океанической коры, или монет подняться емьг, »"случае возобновления подводного вулканизма га регенерированном прогибе. Тектонические движения не оказывают отчетлив ого влияния н* ме таморфические процессы (эти три зоны перевили примерна одинаковую по интенсивности тектоническую историю) . Игмененность поре/» Фундамента (Камчатский и Ганальский массивы) согласуется, с мзмаиаиность» вывалгаацих комплексов пород в данной тектонической зоне (Пономарев. 198*?).

Сходны« результаты,(по литературным данным) были получены по Пагнитгтррспону негасинклинорига Урала (Пономарев, 19В9). В цепом, с' учетом данных по обе>;н склздчатим системам мовно утверждать, что уровень региональицх .метаморфических преобразований падает при перехода от пород океанической стадии к выиелекацим толпам естроо оду иных <рорнацмй. Оациальний уровень изменений эФФузивое

океанической стадии меняете* от цеолитовой до зеленое .-гаицвеой фа ции и определяется интенсивностью раг.пития амдезнтоаой группы Формаций а данном районе.

Особенности региональных метаморфмчяскиу рреобресиоаний о складчатых областях удовлетворительно мояно объяснить продолии-тельннми магматическими процессами в складчатых с поручениях, ког да продукты предыдущего втапа магматизма матаморФкзуютсл в результате следующего этапа магматизма. Основаниям для такого рода утверждений являются особенности строения активных контининтель-ных окраин и облг-стей кайнозойской складчатости. Для них характерно поясное распределение вулканов. Комплексы Фсрмс.ций андази-товей группы картируются в виде попсов, в которых реконструирует ся вулканы центрального типа (Месайтис и др.,1979). Внутри этих комплексов существует больно® количество субаулканмчяских и инт-рув14эных тел (аналогичная картина наблюдается и для Формаций океанической стадии). Доказывается генетическая сапвь таких тел с оффувивами виецаю^их их комплексов и сами тела интерпретируются как корневые зона вулканов (Кузнецов, 1964) ЛучицкиЯс1971>. Собственно интрузивные тела на яаля'втея причиной региональных метаморфических преобразований, т.к. имеют близкий, или одинаковый уровень метаморфических изменений с вмецаюцимк породами и ограниченный размеры контактовых ореолов, вокруг них. Всзмсаными причинами региональных метаморфических преобразований и складчатых областях могут быть конвективные процессы в мантийном ¡слина и дегидратация зодосодериачих мимерапор из су&дуцирумцгА океанической плиты (т.е. процессы, захватывающие глубины 150-200 км), приводящие к образопанию магматических расплавов ((Ъдайко, 1993). Аргументом а пользу этого является уманчиенме кондуктивного теплового потока с увеличением возраста тактономагматической ^угнано*.' ги в регионе (Исландия.1977; Смирнов и др.,1974), а такие пульсирующий конвективный тепловой поток и поток вещества в линейных зонах Продолвитгльнсстью 10-30 млн лет. Этт совпадает с мнением Б.А.Блюмана (1992) о том, что магагорФические комплексы представляют участки земной коры с аномально-градиентными условиями, се-п-ванными взаимодействию верхней камтии и земной коры.

Модель регионального метаморфизма в складчатые облАстчч. О океаническую стадию в подаодьих условиях изменения 5*>и»ти«-1и» незначительный обьем пород. Преобразования происходят пр^^мулест-

венно на уровне цеолитовой Фации. Основным агентом метаморфизма является морская вода с примесью "ювенильиого" флюида. В гонах тектонических нарувений увеличивается как полнот« вапецения, так и Фациальный уровень, вплоть до появления амфиболитов.

В переходную стади», если имеет место регенерация прогиба с последующим подводным вулканизмом, фациальный уровень изменений нивелешацих толщ мовет пениться до прснит-пумпеллиитовой Фации. В зонах развития островоду»ных структур происходит погрушениа ком 1СКС0Е пород океанической стадии в период андазитоеого вулканизма и они изменяются преимущественно до уровня фации зеленых сланцев. Оывелешацие комплексы пород переходной стадии изменяются от зеленоеланцевой до цеолитовой Фаций. Агентами метаморфизма являются гравитационный Флюид и "мвенильнвй" Флюид. Метаморфизуицие раствори могут возникать в процессе дегидратации Фундамента складчатой области. Источниками тепла и Флюидов являются мантий-ни клин и субдуцирую^ая плита. Комплекс вулканогенных формаций переходной стадии, содержаний больвое количество интрувивных тел, являясь более прогретым относительно соседних по латерали зон, мовет с пушить тепловып экраном, обеспечивая сниве^т температурного градиента внутри комплексов океанической стадии , что приводит к их равномерному Фациальному изменению по вертикали. Зоны со слабым развитием вулканизма в переходной стадии благоприятны для развития лавсоиит-глаукофановой минерализации. В докембрийское время господствовали, чероятно, более высокотемпературные условия в земной коре и ерлвиаиии с последующими геологическими эпохами.

Таким оСравоп, процессы метаморфизма в рассматриваемых породах проявлены интенсивно и очень широко. Они значительно изменяют первично магматические структуры пород и их минералогические ла-раганевисы, что в ряде случаев затрудняет реконструкцию их первичной природы.

2. Минералогические показатели' генстич^/шх особенностей пород

Дли получения характеристик минералов были использованы как

традиционные оптические методы, так и рентгеноспектральный микро-

вондозай анализ, позволяющий количествен-о изучить химический состав минералов и выявите различного рода неоднородности <зо-

иальиость, Фрагментарность» составов в предках отдельны« крш. теллов. Эти характеристики были использованы для получения гене тических особенностей альбита спилитов (восточная Камчатка)( «лине лей в породах базмт-гипербазитового ряда* оливина, ортопирокие-на и клинопироксена с упором на исследования контактовых зон уль трвосновных ксенолитов. Данные о минералах магматических пород глубоководных желобов запада Тихого океана преимущественно описательного характера , т.к. каменный материал и имеющиеся спадения носят Фрагментарный характер, хотя крайне важны для палеореконс-трукций.

2.1. Альбит в спилитах

Ключевой проблемой в вопросе о генааисе спилитов являете-выявление условий образования альбита. С введением в 1827 Г.Броньяром термина "спилит" не утихают споры о том, что собственно считать спмлитами. С уче jm широкого спектра мнений <"ор-жинский,19&2; Spilits and Spl.litlc Rocks, 1974} Маракуиев, 197S| Русинов,J975{ Магматические горные породы, 1983 и др. ) собственно спилитани, оероятно, мощно считать аФФузивные породы, образоваа-«иеся в подводных условиях, имеющие магматические структуры, содержащие j качестве ведущих минералов (как среди вкрапленников, так и микролитов) альбит и клинопироксен и имеющие слове ун> хлоритом основную ткань. Присутствующие всегда, иногда в ощутимых количествах, апидот, пренит, пумпеллиит, кальцит, сФен смектиты и др. практически всеми исследователями признаются вторичными минералами. Некоторые исследователи выделяют и интрузивные в алоги спилитов, например, Дубровский массив, Северный Каэа :таи (Шэр-ков,1903>. Существующий диапазон концепций образования спилитов мь«но объединить в 3 группы! первичио-магнатическая, метаморфическая и автоиетаморФическая.

D основе первично-магматической точки ърек т, активным сторонником которой был профессор Г.Амштутц U974) лежат представления о кристаллизации альбита, клинопироксена и хлорита ив магматического расплава. Это аргументировалось свежесть» альбита и его структурно-текстурными взаимоотношениями « породе. На сегодня. <нй день эта точка рения практически не имеет сторонников в силу большого количест а контраргументов, возникших при изучении пет-

ригр&фических особенностей строения лавовых потоков, подувечны» геч различных формацианныч принадлежностей и возраста. Экспериментальные данные <Н.S.Yoder,1971,Лукаиин, 1974, Пугин, Солдатов, 1976) свидетельствуют,uro собственно хлорит ив расплава не образовывается, как и плагиоклаз с содержанием аиортитовой компоненты менее 10X. Тогда как для спилитов зачастую характерен почти чистый альбит <Ап 1—в).

Представления о метаморфической природе альбита и соответственно спилитов, как породы, и имеют наибольшее количество сторонников. Основным обобщающим аргументом (Маракушев,1975) ь^ляют-ся данные о переходах в пределах одного Формацмоиного комплекса пород, лавового потока, подувечного тела' от кристаллов соссюрити-вированного основного плагиоклаза, через кристаллы с его реликтами к чистому альбиту. Вторым аргументом является отсутствие собственно спилитов ее втором слое современной океанической хоры. Впервые на это обратил внимание академик Д.С.Корвинский (1962), используя результаты глубоководного драгирования, что было подтверждено в последующем данными по глубоководному бурению.

Третья группа (вариант второй точки зрения) (автометаморФи-чвс!с*я| объясняет генезис альбита в спилитах путем реакций между ранее образовавшимся основным плагиоклазом й остаточным расплавом. Этот расплав иоает иметь Изначально повивенные содержания NsjjO и H3Q (спилытовап нргмо), или высокие концентрации атих компонентов могут быть обязаны явлению трансвапоризации (Садец-ки-Кардов,1961). Основными возражениями против особой спмлитовой магмы йалямтсл существование в пределах отдельных подушечных тел, Kai; измененных базальтов так и типичных спилитов и отсутствие во многих случаях других щелочных минералов в пород« (биотита, щелочных амфиболов м т.д.!. Представления и возмовности насыщения рг-сплао* надой, после излияния нщ морское дно, было подробно рассмотрено «а примере подуивчиых лав северо-восточного побережья Камчатки (Дэдейко, Пономарей и др., 1973, 1974, 1976, 1977). В »топ районе лавовые потоки жарового сложения, в которых существенную роль играют спилит«, встречаются в составе комплекса вулканогенных и терригенных Формаций палеоген-нас-енового возраста. Парвич».й основной ллагкоклав вкрапленников атих ладувечиых лвв представлен , г/лвныи образом, Лабрадором, значительно реве встречавши битовн! , для микролитов ото преимущественно андезин.

Кристаллы, словеиные альбитом, как вкрапленники, тпк и микролиты, содерват от 3 до 107. анортитовой компоненты и ортоклазоеой

составляющей» имеют рвение значения К/ЛЬ отношения с породой, ле-«адие в интервале 300-700. Температуры и* обрааованип по структурным параметрам оцеиивамтсп ~400-460"С.

Для ивучения особенностей распределения новообразованного альбита и реликтового основного плагиоклаза о лаеах были детально описаны 4 подушечных тела из 50-метрового потока. Все четыре исследованные подувки имеют примерно одинаковые равмеры (1-1,2)х<1,3-2)м. Две из них располагаются е центре потока, две другие - в 4-5м от его кровли. Петрографически обе лавовые подув-ки вблизи кровли потока однородны по всему обьему поду»«к. Кристаллы, как вкрапленников, так и микролитов представлены реликтами первичного плагиоклаз», отчасти заметенного вторичными минерала-пи. Подуаки иэ центра потока имепт концеитричсски-аенапьное строение. В каждой из этих подуеек между краевой зоной закалки и центральным ядром выделяется пронаауточнля зона. Краевая зона века лк и и центральные ядра схови с однородными подувечными телами из кровли потока! полевой влет Фенокристаллов и микролитов о них представлен соссюритивированным основным плагиоклазом, что связано с ранней кристаллизацией ядра полувек и его отсадкой (Авдейко, Пономарев и др.,1974, 1976, 1777), й промевуточной жоп«, состоявшей на 40% ив микролитов плагиоклаза зтм микролит« и фенокристал-лы представлены свежим альбитом, содерв&цим не более 4-74 анортитовой компоненты.

Таким образом, по структурно-минералогическим особенностям породы промевуточной зоны подуеек на центр* потока, состояние иа севшего альбита, моноклинного пироксена и небольеого количестве хлорите, являются типичными спилитами. Корки закалки и ядра этих подувек, а такие однородные подувечные тела из кровли потока сложенные измененным плагиоклазом, пироксеном, хлоритом, представлены лалеотипными базальтами. Одним из вариантов объяснения подобных различий в составе плагиоклаза и породы в целом мовно считать зависимость времени остывания подувечных тел от положение е потоке и еозмоеность вховдеиия поды из лодуеечиых пространств в расплав промежуточных частей подувечных тел ив центра потока. Время остывания расплава до температуры 800~С (температура отвердевания) при 10'/. Ня0 составляет -2 года, что е 13-2ч раз боль-

•е времени остывания до Т 600«»С подужечного тела ив кровли потока. Это моает привести к более продолжительной активной миграции элементов <Ыа, Б1, А1, Са> в подушечном тел«. Данные по изучению океанических базальтов буровыми скважиамми да глубины ¿00 м свидетельствуют, что на стадии консолидации базальтовых лав ассоциация альбит-ллорит-пироксен не образуется.Для этой стадии характерно слабо выращенное вторичное минералообразование (Курносое, 1986).

Автор считаем, что имеющиеся в его распоряжении факты повео-лян. говорить о метаморфическом (хотя ьозмокны случаи и автометаморфического происхождения альбита) генезисе слилитов.

2.2. Минералогические особенности контактовых вой ультраосновных ксенолитов

Модели генезиса баритов и ультрабазитов определяются выбором состава верхней мантии, составов первичных выплавок и последующей эволюции всех атих расплавов, влиянием на эти процессы Т и Р и " Флюидов. В настоящее время больвинство построений группируется вокруг 2-х моделей! кумулятивной и реститовой. Фундамент кумулятивной модели составляют представления о возможностях 'Фракциоии- , роваиия основных и ультраосновных расплавов и главным аргументом в ее пользу является расслоенность в словно построенных интрузивных телах (Скергвард, Стиллуотар, Буавельд, Мончегорский). Рести-товая модель является более умозрительной, учитывает процесс Фракционирования н » основе ее левит явление частичного плавления перидотита (в понимании А.К.Првсналла,1983), продемонстрироваиио-го в ряд' экспериментальных работ (Майсен,Беттчер,1979 и др.>. В ультраосноаиых ксенолитах, выносимых на дневную поверхность лавами и туфами «елочных базальтов, вироко развиты явления растворения, расплавления минералов ксенолитов окружающим расплавом, а также диффузионного обмена элементами меаду кристаллами и расплавом. Предположительно аналогичные процессы, судя по экспериментальным данным, могут идти и при частичном плавлении вещества в верхней мантии. Изучение особенностей диффузионного обмена на примерах ксенолитов ультраосновных пород дает «основность уточнить ход этих сложных явлений. ^х

Были изучены ксенолиты впинелевых лерцолигов из кайнозойски» субщелочных базальтов Сихотэ-Алимской скльдчатой системы 1При-ходько, Пономарев и др., 1992, 1993) Вьетнама и Камчатки. Характер химических неоднорадностей кристаллов, слагаащих ксенолиты, внутри них и на контакте с вмещающей породой различается.

Оливин. Внутри ксенолита кристаллу однородны по составу (Ра^ИХ); иезональны; с харовей стехиометрией (сумма катионов 2.99); содержание МпО и СаО <0,IX. Не контакта с базальтом наблюдается диффузионная зональность е полосе 300-400 нк, которая выражается в увеличении содержаний Р"еО, СаО, МпО и палении Мг;0 и ЗШ* по направлению к вмещающему базальту. На удалении Р мк от края, кристал, контактирующий с базальтом имеет следующий состав! Ра ~50'/С! МпО и СаО -техеометрия ""2.92). Сходная картина

наблюдается л оливинах из кимберлитовых трубок Удачная, М,Ай-хал (Егоров, 1902). В этих кристаллах существует'обратная зависимость между содержанием Го компоненты и концентрациями МпО, СаО, П0Я.

Ортолироксен. Внутри ксенолита зерна однородны по составу! в основном незональны, но иногда встречаются кристаллы, краевая часть которые представлена губчатой зоной, «ириной ^30 мк, в которой к краю падает содержание и растет концентрация Са. Причем, в о пики от оливина граница между губчатой зоной и однородной ■центральной частью по содержанию элементов ступенчатая. На контакте с базальтом переменными становятся также содержания Сг, Т», Мп, Ре и Мд. Концентрации ТЮз,, МпО, РеО на краю кристалла больше, а А1а03, МдО, Сг3Оя меньше, чем в центре кристамла.

Клинопироксен. Внутри ксенолита ядра кристаллов однородны по составу и во многих случаях окружены губчатой зоной, шириной "20-200 мк, в ней иные концентрации А1, Мд и 31$ причем со-

держания На и А1 меньве, а Мд и Э» больше, чем в центра кристаллов. На конт-гте с базальтом в губчатой зон. набллдается диффузионная зональность (а отличие от ортопироксена) и в ней становятся подвижными почти рее алименты. В первую очередь это касается А1, Ге, Ыа, Сг, менее отче,ливая зональность ло содержаниям И и Мп, Содержания А1,' Ма.Сг к краю кристалла, контактирующего с базальтом, падают, & концентрации Ре, Мп и Т1 растут.

С общей «годная диффузионная зональность наблюдается и в ксенолита/ пир сенитов и из це," ч 1 ш.ч туфогс и клп>" го

лев Камчатки и Вьетнама, хотя имеется ряд отличий. Внутри ксенолитов кристаллы однородны и назональны, несмотря на незначительные метаморфические преобразования-по границам кристаллов и дефекты внутри них. в оливине и клинопироксене на контакте существует диффузионная зональность иириной от 40 до 300 мк. Причем, в клинопироксе могут быть участки размером 20-40 мк, в которых зональность отсутствует. Для оливина эта особенность менее отчетливая. В кристаллах ортопироксена на контакте зональность отсутствует. Есть небольвие отличия и по характеру поведения элементов. Края кристаллов оливина обогащаются Fe, Са, Ti, содераания Мд и 81 падаат. В клинопироксене края кристаллов обедняется Na и А1 и обогвцамтся Ti, Мп, Fe.

Метаморфические преобразования, ведущие к установлению равновесия между ксенокристаллами, включениями и базальтовой магмой различной щелочности, описанные С.А.Щекой (1963) имеют характер, аналогичный описанному выев. Они выражаются в изменении велезис-тости, гяиновамметости, хронистости и титанистости в краевых час-тях-ксенокрисгаллоа оливина, клииопироксена и шпинели.

Нэравновесными является некоторые минералы (в основном орто-пироксен) ельпинотипных гипзрбазитои(Магматические горные породы, T.Н,1988). Во многих случаях отмечается зональность в ортопирок-сене, краевые части которого обеднены А1, £>,м Са, тогда как наиболее деформируемый и подверженный перекристаллизации минерал оливин - однороден.. .

Экспериментальные данные по условиям плавления и кристаллизации ультрабагитоа (Генвафт, 1973; Майсен, Беттчер, 1979; liysen, Kuehira, 1976 и ДР.) покавали, что состав сосущестсуючего расплава зависит от степени плавления и в случае участия Флюида, от его количества в расплаве и соотношения Hz0, СО* и др. Диапазон составов расплава «свет быть от ультраосновиых до кислых. Это подтверждается данными по стеклам ив ультраосновных включений в лавах Камчатки и Курил <В"лынец,1993). Имеющиеся экспериментальные данные не позволяют пока строго количественно оценивать условия частичного плавления (Магматические горные породы, т.5,1988), т.к. они не однообразны и не однозначны в интерпретации. Например, Ко Fe/Mg0i-i»„ в экспериментах Б.Майсена и А.Беттчара (1979) имеют значения 0,1-0,2, что сильно отличается от равновесного.

Интересным Фактом являются небольаие промежутки времени, не-

обходимые для образования подобных губчатых зон , с тановления

равновесия по Ре"*1 и Мд между кристаллами и расплавом, в экспериментах по плавлению образцов перидотитов (ТзисЛ! jaя>a, 1986) планка расплава образуется по всему пбъему образца в меязерновом пространстве, кристаллы плавятся с образованием губчатых зон, в которых происходит изменение состава за счат диффузии элементов. Дезинтеграция ксенолита за счет плавления мотет занимать от нескольких дней до 10 и 100 лет. Процесс установления равновесия по

и Мд при Т >1500"С между расплавом, оливином и ортопироксе-иом ограничен минутами, часами (Гирннс и др.1997).

Все эти Факты позволяют говорить, что при контакте расплава базальтового состава с минералами, слагающими ультрабзэиты, параллельно с плавлением. должны идти процасси диффузионного обмена, изменяющие состав кристаллов по всчму.объему пароды. Этот обмен ведет к понижению Тп„ олизмна, ортопироксена, оозмотно и кли-нопироксена и увеличению Т—ликвидуса расплава. Эти процессы вов-можны и в условиях высоких давлений, т.к. Рэ*/Мз слабо

зависит от давления (ТакаИазИ!, КиеИ1го,19ВЗ). На сегодняшний день сложно оценить количественную роль этих диффузионных процессов для состава образующегося раслл&ва, хотя составы минералов могут меняться значительно в сторону увеличения яелезистости. Высокая магнезиальность (Ра""! IX) и, однородность состава оливина в альпмнотипмых гипарбазитах, говорит о том, что после селективного плавления породы, минералы, слагающие ее, претарп£ли метаморфические преобразования (субсолмдусные) и пришли а рввмоэесив в соответствии с другими (?) условиями. Имаилциеся составы минералов не отвечают условиям , имеввим место при селективном плавлении. Острвчаю»,аяся зональность ортопироксеиа а гипербазитах говорит » следующем этапе преобразований.

Итак, диффузионный обмен между кристаллами и образующимися расплавами вполне вероятен при селективном плавлении мамтийнь.". вещества; количественную роль этого процесса оценить словно.

2.3. Минералогические особенностия порор глубоководных аепобов запада Тихого океана

Сведении о породах базит-гипербвзитоеого ряд», по склонам глубоководные желобов носят ограниченный

об ньжа^игся *рры тарный

характер в силу условий залегания и сложности их получения. Исследованиями последних лет установлено вирокае развитие в Фундаменте глубоководных желобов образований, входящих в состав офис-литоеой ассоциации. Данные о метаморФивеских преобразованиях и первичных составах минералов и пород этого ряда представляют больаой интерес, т.к. проливают свет на строение и происхождение активных континентальных окраин, хотя носят пока описательный ха-' рактер. Били изучены породы, драгированные в Курило-Капчатскоп, Идзу-Бонииском валобьх, Тайваньском равломе, желобе Яп и в тектонической воне Муссау (Геология и петрология...,1991>. Поднятие породы по степени иэмененности можно рааделить на 2 группы! породы, первичная природа которых не распознается, и породы, в различной степени »вмененные, ко в которых сохранились реликты структур н первичных минералов. Значения Р-Т условий метаморфизма, приводимые ниве, были получены в основном по Экп-?риментально-му роговообманкеее-ллагиоклазовону геотермобарометру (Плюснина, 1983).

Порами первой группы представлены кристаллическими сланцами и амфиболитами. Они приурочены к низам.офиолитовых разрезов жалобой и разломных зон, где они ассоциируют с серпентинитами, сарпеитиьиР.ирпаанными гарцбургитайи и породами расслоенного комплекса. Предположительно они слагают внещаюцие толщи, содержание расслоенные базитовыв и гипербазитоеые интрузивные тела. Породы этой группы в материале драг встречаются редко и доля и< очень невелика.

Кур^лр-^мч^лгскцй иелоб. Наиболее крупный обломок кристаллического сланца состоит из тонкозернистого гранолепидобластового слюднсто-полввоипгтово-кварцевого агрегата со скоплениями бледно-розового граната, состав KOToporosSiOa -37,57Х; Т10г - 0,04; AiaOs - 2i,S7X-, FeO - IS,13Х; MnQ - 17,337.; MqO - l,t35!( CaO -5/34X -100,93 (центр) и относится к альипндин-спессартиноаому ряду. Р, Т условия метаморфизма, . оцененные гю гранат-биотитовому геотармометру и по гранат-биотит-мусковит-ллагмоклазовому геоба-ронетр./, следун>цие1 т ^500= C¡ F~3,5 кбар. Не 1ду с этими найдены обломки пород, и?„мененны<5 на уровне низов Фации зеленый сланцев. Эту сви^етепьгтоугт о неравномерноети метаморфизма. но на ясно, носят пи эти пргобразования региональный характер. или относится

к контактовым ореолам.

Идву-Бонинский валоб. Метаморфические породы представлены в основном опидот-амФиболовыми и слмдисто-амфиболовыми сланцами. Плагиоклаз е них обычно занесен альбитом, светлыми слюдами, опи-дотом, в меньшей степени - хлоритом. Основность реликтового плагиоклаза левит в интервале Дп - 25-35%. Амфибол представлен адэ-нитовой роговой обманкой с велезистостью 30-40 мольХ. Р,Т условия метаморфизма по плагиоклав-роговообмвнкоеому ге.отермоматру и ам-Фибол-биотитооому геобаронетру предположительно следующие! Т -300-600*>С| Р - 4-Ь к бар. Эти породы испытали мртаморФивм в условиях низов анфиболитовой Фации и в последующем наловился зеленос-ланцевый диаФтореэ. Среди драгированные пород встречены граиатсо-дервацие сланцы и кварциты. Характерная ассоциация в них! гроссу-ляр-спессвртиновый гранат, биотит, Фенгит, обыкновенная роговая обманка, эпидот, альбитизированный плагиоклаз. Температура образования, по гранат-биотитовому равновесию, составляет <'400'»С.

встречены породы, измененные в условиях »мФиболитовой, апи-дот-амфиболитовой и велвносланцевой Фаций. Условия метаморФихма! Т-ЗЗО» С, Р <2 кбар.

Тайваньский разлом. Поднят единственный обломок амфиболита, словенного зеленой роговой обманкой, андезином, клинопирпксеном, титанистым биотитом. Диабазы и габброиды, найденные совместно, вероятно являются первичными для такого рода амфиболитов.

Желоб Яп. Наиболее распространенными породами островного склона являются эпидотовма амфиболиты. Они слоьены зональным амфиболом, олигоклавом и апидотом. Центральные части крупных амФи-болое представлены актинолитом, содержащим 2-3% А1*0а, а еневние - гастингститовой роговой обманкой с велезистостью 40-30%, содержанием. «6-12<4. Некоторые амФиболить подверглись гкпрнирова-иию и содереат гранат гросс/ляр-андрадитовой серии. Совместно с эпидотоеыми амфиболитами найдены горнблендиты с роговой обманкой паргэситоеого типа (f - 2б-36| А1»Оа - <?-15'/.), в олигоклазе иногда присутствует биотит. Метаморфизм пород отвечает условиям« Т ~500»С, Р -6-7кбар. Описанная зональность в амфиболах говорит о прогрессивном направлении метаморфизма.

Тектоническая грна Mvccav. В Фундаменте внутриокеанической зоны метаморфические породи пользуются значительным распространением. Они представлены эпидотовыми амфиболитами, амФиболоеыми

сланцами и единичными образцами хлорит-тальковых пород, все они. тесно ассоциируют с катаклавирсванными, милоиитиаированными и ие-танорФизованными габброидами. Эпидатовые амфиболиты словеиы акти-молитовой роговой обманкой, зеленым актинолигем, плагиоклазом (центр - Лабрадор, край - андезин) опидотом. В центре зерен амфибола иногда ^тречаются реликты глиноземистой паргаситовой роговой обманки. По парагенезису актииолитовая роговая обнаика и андезин приблизительная оценка условий метаморфизма'имеет следующие значения! Т - 500-600** С> Р ~ 2-3 к бар. Анфиболовые сланцы состоят ив пятнистого окрашенного амфибола, плагиоклаза и хлорита, апмдота мало. Амфибол лредставлеи актииолитом и актииолитовой роговой обманкой с переменными значениями А1я0а. Эта роговая обманка с повышенным содержанием А1>0з обравует оторочки вокруг акгм-нолита. Железистость актммолита ~ЗОХ, а глиноземистой роговой обманки -30-40Х. Плагиоклаз, состава 63-60 Ал, в основном замещен анлезмном, хлоритом м опидотом. Большинство образцов интенсивно кьтаклвэированн. Отдельны» фрагменты спаяны агрегатом впидота, хлорита,.цеолитов.

Встречены единичные обломки хлорит-тальковых п4род, слошен-ных тальком, хлоритом и присутствуют впинсль и тремолит. Состав кристаллов шпинели (ТЮ«-0И4!С| А1а03 - 21.56Х) Cra.0a-4S.32X« РваО»-3.22Х; РвО-17.22*) ИпО-О,32й| МдО-11.9Х> дает основание говорить о принадлежности отоА породы к ультрамафитам. В ассоциации с этими породами встречены, обильные обломки апсдиабавовых, ало-габбровых эпидстовых амфиболитов, генетическое родство всех этих пород подтверждается и особенностями химического состава.

Породы группы по комплексу геологических, минералоги-

ческих и геохимических' признаков- являются представителями оФиоли-товой ассоциации. Наиболее опив они представлены в Волквно и Ид-ву-Еонинском желобах. Отсутствие данных .не позволяет реконструировать пространственные взаимоотношения драгированных пород, но по аналогии с офиолитовыни ассоциациями оии сгруппи°ов*^<" в несколько комплексов.

комплекс врогррц$ургитовых серпентинитов. Они состоят ив оливина <60—90Х), ортолироксена' <10-40Х>,: незначительного количества хромистой шпинели и климояироксена. Состав реликтов оливина однороден ~8-9Х Фаялитовой компоненты, содержание СаО и Сг30э - <0,04% и 0,03Х соответственно. Ортопироксен представлен эмста-

титом (En -90), велазистость которого варьирует 7,3-7,8. л<<омвпи-нелиды развиты неравномерно и характеризуются значительными вариациями содержаний Сгя0Я, FumO» и FeO. По соотношениям элементов они соответствуют шпинелям альпинотипных гипербазитов.

Конплакс расслоенных интрузивов. К нему относятся перидотиты с ясно выраженными кумулятивными структурами, массивные габброи-ды, диабазы. Породы представлены плжгиоклазовыми лерцолитамн, ллагиоклававыми верлитами, пироксенитами, троктолитами, габб-ро-норитаии, габбро, габбро-анортозитами, габбро-диабазами, диабазами, диоритами, тоналитами. Плагиаклазовые лерцолиты почти не отличимы от серпентиииаированных гарцбургитов и состоят из оливина (f 9-12), содержание 30-70XJ анстатитв (f 9-10), содержание 10-20XJ диопсида (f 6-8), -одержание 10-20Х, плагиоклаза (Ап 70-80), содержание 10-15Х| иебольжого количества чромвпцнелндв <1Х. Главным отличием состава «пин»лей лерцолитоэ является повы-сенная титанистость (—1%> м более высокая степень окисленности железа, что характерно для хром* тжлидов расслоенных плутонов.

Ппвгиоклазввые верлити ' Являются наиболее распространенными среди кумулятивных перидотитов и имеют следующие количественные соотношения минералов! оливин -50-70%, климопироксен -15-40Х. плагиоклаз -3-10У., апинель -О <14. В целом составы минералов схожи с одн чанными минералами лерцолитов, но имеют повышенную же* лезйстость, Хронапииелмды в сравнении со впинелями лерцолитов имеют бол?е высокую хромистость, более низкую глиноземистость и повыаенную железистость.

Пироксениты имеют ограниченное распространение и яредставле ны вебстеритами и оливиноаыни ортопироксенитамн. Ортопирок<-<»н яв ляется преобладающим минералом в вебстаритах и составляет 90Х в ортопирокевнитах. В вебстеритах иногда присутствует бурая poro-e¿d обманка, обрастаицая кристаллы клин.кгуоксенл. Акцессории представлены хромовой «пинелью, отличаю*!),« »'i f йысок^а хромистостью, железистостью и степенью окисленности вал*«.<

Габбро-нориты состеят наполовину и» п ,»г„оклаза (Arivr»~r»») , моноклинного пироксена, составляющего 3D-40X, ортопироксена 10-207., иногда присутствуют оливин и роговая обманка. Клинолирок-сен представлен авгитом, ортопироксен - хвлвзистлш гиперстеном. Массивные и кумулятивные гз£"6ро на 40-60Х сложены плагиоклазом (Лабрадор-битовнит), клинопирокеном с железистостью 23-25 < F>,

- зв -

составляющими 30-50Х объема породы, рудного минерала - 1—5/4 и незначительных количеств первичной бурой роговой обманки. Габб-ро-диабааы и дмабавы близки к рассмотренным габброидам. Вероятно н к комплексу расслоенных интруаианых по^од можно отнщсти кварцевые- диориты (тоналиты) и пяагиограниты. Тоналиты сложены в основном зональный'плагиоклазом <центр - андезин) край - олигоклаз), кварцем, бурим биотитом и роговой обманкой. В плагиограиитах увеличивается доля кварца и в небольно» количестве присутствует калиевый полевой впат.

Комплекс базапьтои4ов. Представлен толеитовыми базальтами, Ферробазальтапи и дцлеритами. Порфировые выделения сложены плагиоклазом (андезин-лабрадор), клинопироксеном, имеются псевдоморфозы смектмта по оливину. Основная масса состоит иэ плагиокла- , за, пироксена и смактитизированного стекла. Долериты сложены плагиоклазом <Ап«а~»»>, составляющим 40-50% породы, кгинопироксеном (30-40Х) и титанояагнетитом. Имеются находки оливина, замещенного снектитом.

Породы второй группы ткже затронуты вторичными преобразованиями, но Фациальный уровень и масштабы изменений в породах уненьж&нтся от комплекса апогарцбургитовых серпентинитов до база ль той доа. Породы комплекса апогарцбургитовых серпентинитов почти нацело замещены серпентином, Ьртопироксен замещается тальком, тремолитом. Вполне вероятно, что серпентинизация ультрамаФитов была идохимическим процессом беа нарушения соотножения между кремнием и основаниями. В случае наложения на серпентиниты отель-кования и смектитиэаиии изменения носят аллохимический характер, связанный с привносом SiOa и выносом MgQ, что приводит к по-вывению общей келевистости. Породы,расслоенных интрузивов интенсивно серпентинивирсоаны, о ограниченном количестве присутствуют бастит, тальк, тремолит, актинолит, гидрогроссуляр, хлорит, эли-дот, альбит.- Для пород этой группы хардктерно в различной степени заленоканенно« перерождение. Породы комплекса базальтоидоа затронуты вторичными преобразованиями значительно слабее и основным вторичным минералом является смектит.

Л« олиени-шпинелеаым и двупироксеновым парагенезисдм были оценены температуры и давления Формирования вышеописанных гарц-бугитре, плагиоклавовых лерцолито! и троктолитов и габбро-норм-тов. jaeepaâHHc обменных реакций в гарцбургитах заканчивается при

температурах ~700-Э00сС, что ниже ..олидусмч. т, ...leparyt .-чебы. ларцолитов. Расчетные давления лежат в интервале К.-14 кбар. что соответствует границе опинелеьой фации по глубинности, Ппагиокла-лояые лерцолити расслоенного комплекса формировались при Т~ 900"С, Р-.15-18 кбар, обменные реакции между оивином и плинелью закончились при Т-700" С и давлении кбар, т.е. ■ условиях плагисклазовой Фвцни глубинности. Габброиды (троктолит и габб ро-норнт> гьвервипи свое Формирование при температуре ~700>»C и давлении 3-4кбэр.

Полученные результаты позволяют суцественно дополнить сзеда-ния об оФиог.итовых ассоциациях глубоководных велобоэ и раяломкых вон запада Тихого океана, а такяз дамт возможность говорит^ о сходстве серпентинизирон&нннх гарцбургитоа глубокооодиых -залобов (Вулкано, Идзу-Бонинский ) с рядом сльбокромитеиосных гарцбурги • товых и гарцбургит-лерцолитпинх массивов в типично острсводугиых образованиях и отличим их от океанических (Говоров и др.,1991).

2.4. Зависимости.состав минерале - состав рввновасиого с ним расплава ( на примере влин«ли) и их геологическое приложение

Для реконструкций эволюции расплапа от начала его кристаллизации до затвардеяания и последующих матямпрфмчаских прсэбрезов»-ний породы хорошими индикаторами могут Сыть микгрглы группы впи-нели (Пономарев и др, 1993). Они мачниают, затем отслегивают кристаллизацию расплава 'и изменяют свой corras при последующих метаморфических преобразованиях породы. К настоящему врг-чяии опубликовано больпов количество работ (по результатам эяспариман-тальых иссяедопаний) о влиянии составов расплавов, температуры. Фугитиекости кислорода» давления на состав впинвлн. И® опубликованных даииих были отобрана т«, которые удовлетворяют слвцунцин критериям« приведены пояниэ химические состоим поииали и cor г-щептпупц&го стекла; кристаллическая Фаза прпдстьел«иа впииель» или алинель+рливин. Послгднее весьма вачмо, т.к. неигеестн время релаксации в система расплао-впиналь. Q6a.es количества тсч«к, и.; • пользованных для последуюцей обработки, - Oí лирный эм*лмв. Со

дернение Ре в стеклах, приводимое в исходных данных в виде РеО было пересчитано на РеО и Ро»0» (КПНпс ег 01,1983) , в япиналях • по стехиометрии. Затем составы стекол и шпинелей были пересчитаны на атомные количества и нормированы до 1, без кислорода. Зависимость мееду содераанмем элемента в расплаве и □ шпинели оценивалась по еличине коэффициента корреляции (Я).Увеличение значения К достигалось путем учета влияния других шлементов, расплзаа, представлением отдельных членов уравнения а логарифмической Форма. Статистическая обработка окшочала вычисление следу-юцих парьметров! X - выборочное среднее^-аипирический стандарт, Д-доюерительний интервал среднего значения (лри^-О,03, ¡¿=*2■ Б/ЧГп4 >, вероптная овибкь ¿'25<для 1=0,04), уравнение пвгоегсии v=Wx-^b.

(при п"81, | | >2>. Приводимые ниве уравнения раг|

итсп несколькими особенностями» они прилоиимы только к нивкотите-нистьп разностям вЛинелай <Т10Я <3У,)) для рядэ зависимостей значения К невысокие, поэтому приводятся несколько вариантов расчета; с йтой яа цельн приводятся еаеисимости для СсРе^^^Нд).

к коа^Фицнент корреляции, критерий линейности

C*eti¡< расчетов Дзукаалзншмз катионы

Жэлазо - (М пг.даёз втиешянив.

Ftg-Fet-Ti,,

; sr=e.m ; ft*8.в»;

Кг

J^s=3 .Í81BS3 + 9 .ТЭввГа *К\> JÎ = 8.S8; tase .3; Железо дзухв ,81анао

Fe*' ®'в8558- -в .6505148

СГ*

Л = -в.те; f = ie .ч;

Kr*AlbMg¿ ,M« -0.8ЭТ «Хг»

Я =• -О .73 , / ■» 9 Л

Fe**® .ввЭЧЧЗТ -в .4S3313

Cr « '

Дс-в.гч; /se.»;

„ Mg* Al Cr+Fe**-TiJ

»в .евтйвгт -в .rem» » 1 © »; Л»-» .те; / = 5а .а;

AVF«+2-n+Cr ^ ;

Cr «

- иг

/?¿*»e its m -в .итмв лт , i= 1в .т;

Мвгшй.

£«e.es; /«st .•» ;

ATs--ТГ^ТГ ; A/g -о .евши +e аиввйв

Ä « e es ; f = te .г;

Jf8»b- ; Mgaa -в .вгеевзт +в .1«ГЧМ * К*

Fe ч

я. ев .оч ; /=г«г .аз ;

; лтгв

F& * »

г = в .сз ; í = sts .st;

Сумка (IV-® + Mg).

•iTr 1

Л - в .«; г s i* .«г ;

ГЦ? ' Y.Fe'3*-Mgт = в 9SJI8S +о eesesu

Fe+\

Л = e .et ; / = 19 ;

Cr*Mg

Kt* Fe***Al ; +o.s*w«4 «ЛГ»

Ä = o .»t ; t = i9 .в» ;

1Í-.M8 +Ô .OIOTSST

Л = • ; f = I» .14 ;

Марганец

А/и. = «p-1 и«« + • •»•"» «la Л/я,;

* = -» .«1 ; Г ~ Ii .1» .

Трвкмшвнтныа катионы. Железо трехмлоитнсэ

Pe*

K%=-jpfe £>*»•"•. s*»™-, M'* ;

Геи

в .ЭТОМ т • 1 © *'+ в ««SS •

А»«.**; / = а» .в;

Алюминий

Mg.

X = • .г, í = г« .s;

Al T

Ah=e.i«m»i +о.ввкиэт «Xa

Mg_ i«»

F - s .83 ; f .ез ;

Хром

AT i" TT2' 8® ; S» г« .г. М=сз .s;

er«

-8 .sïsra +8 .s«eo2 *Сг0'" Две.в; Í =

Тмтен

Нмзквтмтадаэтыэ разности шпинелей <2§%TiOg

T¿

K%mTSpi Ki"9-®*» S-0.J3; /;«=в.ев;

Л 4 а

Ä=e.9?; í = 3? .sí

■ Bfc¿coa3TwíMüííí7t;a рагмсст»

з .ччгзи «"J .31СЭЭ1

t»D .ei ; íb3 .T .

Тсшзратура раеппага увсиамизает R, wo crtsSso кс:гк»е:(трг;у;;1 Na

Эти результаты в будущей могут быть уточнены как за счв! привлечения новых экспериментальных дьнных, так и путем представления зависимости в виде полинона, учитывающего влияние многих элементов, а также 7 н Р н РОя.

Ре"*я/Мд отношений по результатам статистической обработки наиболее достоверный параметр равновесного со впинвлью расплава, что хорошо видно на рисунка (рис.3) среди полученных результатов. Интересным является отсутствие Фракционирования Ре*" и Ид на кристаллах »пинели.

Кооффпциеит корреляции для содержаний Ре-» выше 0.77 поднять не удалось, хотя вполне вероятно, на его значение могут авывать влияние содержания в расплеее 81, Се, Ыа, К, влияние которых не проверялось.

Сп(п »«кт <1 т»чиу.

вв»ффсп««ят Во»р»«воп,1 « 0.»

Гр**п»жв« роте«с>«в1 Т» 0.«0»Х * 0.10

м»

г. ЦП

1.Ш1 1.07(1 0.93» 0.7890 0.««0 0.5029 9, ИМ 0,2»«

Лшшя» »«• *

шшяшшт

Ш *»«*•

«я««**«

«»•Г» *

«нам ■м

4—1—I—■—(—4—и

-+• Х-К1

о.гш в: им о:в9»1 Пат 1:в1вп Рие.З. Зависимость Рв-^/Ид в расплаве (V) от Р в впинели ЧХ)

Коеффициент корреляции для Мд достаточно высокий, но по атим данным споено судить о характере слияния другн> -злгжаитов.

Содержание Ре»» в впинели определяете.-, ого ионцемтрациай в расллач«, следовательно при увеличении его содержания в расплаве оно вытесняет (А1тСг) в рееетке впинели.

Концентрация А1 в расплаве определяй гея с хо, л»им ковФФ' ци-ентом корреляц! I. На его содЬг>в»ина в впинели влияют концентрации Мд в расплаве и "" ..„„, С увеличением содержания Мд в расплава А1

более охотно входит в «шинель, а увеличение температур» расплава понижает содеряамие А1 • кристалле впинели. Влияние концентрации Мд в расплаве значительно сильнеа Тр«,,«., т.к. изменение R при учете влияния tig ~0,4, ' Тг.,„„.~0,03 (примерно на порядок). Наличие пи* зависимостей, вероятно, макет оказать помощь в уяснении структурного положения fil и Мд в расплаве.

Зависимость Cr„~f(Cr»H) имеет R~0,5. Хром не оказывает влияния на содержания Fe** и Al в (шинели.

Для низкотитанистых разностей япинелей зависимость Ti„ "-»Ti.,, хоровая (R-0,97), причем при кристаллизации алинвли идет его накопление в расплава, и на коэффициент распределения Ti не влияют другие алеман.ты. С понижением Т» и увеличением содержания Ti и Ne в расплаве титан начинает входить по другому закону в режстку «тине ли.

С целью проварки полученных результатов независимым способом аналогичная работа была проделана с данными P.L.Roader, J.Reynolds (1991). Данные по Рв»ж/Мд( отиоиени» и содержаниям Fe1*3 в расплаве совпали вполне удовлетворительно, аависимости для других элементов численно отличаются. Сегодня сложно объяснить причины су^ествницйх различий. Дли получения устойчивых результатов нужна серия экспериментов с учетом полученных зависимостей.

Выявленные зависимости являются не только формальными схемами для расчета концентраций элементов в расплаве, но, вероятно, несут в себе и некоторую смысловую нагрузку. Количественные корреляции* для ряда элементов вполне удовлетворительно описываются уравнением вида» у«к»ч-Ь. Коэффициент Jj. можно интерпретировать как минимальное содирввние элемента в расплаве (пороговое ^начем"*»'» нм.яе которого он на заимствуется с реватку данного минерала при данных условиях в многркемпон^цтной системе и Фиксирует качало и конец кристаллизации данного минерала. Вполне вероятно, что это пороговое значение при более точных Оценках будет зависеть от Р-Т и составов расплава и Флюида. Судя по данным (Murck, Campbell, Î986f Roder, Reynolds, 1991), интерпретация b как порогового Значения <н* примере Сг> вполне правомочна и можно допустить, что аналогичным образом ведут себя и- другие элемеи-ы, вклвчая породообразующие. Остаточные расплавы с содержаниями элементов нише пороговых значений будут независимо or режима охлаждения затвердевать в виде стекол, вероятно перлиту н обсидиана могут служит»

примерами таких мекристаллизуге^ихся природных рас планов. В поливу

этого предположения свидетельствует сходство составов (SiOa~

70-74Х, АХаОз -12-15%) вулканических стекол ряда перлитовых мее/

торошдений (Волянюк, 1972 Наседкин, 1903) и остаточных стекол в виде тонких пленок по границам микролитов в раскристаллизованных частях четвертичных базальт-, базальт-андегитовых лавовых потоках Курило-Камчатского региона, которые автор многократно научал мих розондовым методом.

ß вулканических "бомбах" из ареальной зоны Толбачинских вулканов были изучены аотором особенности составов слагающих их »-и-неральных фаз. Эти бомби диаметром 0,5-0,0 см, длиной 1-3 см имеют отчетливое зональное строение« стекловатую внеомюю чает)? и хо-рояо раскристаллизованный центр. Выявилось, что со/>еряамме Cr в ппкнелях зависит от их объемной доли в породе. Приведенные выве зависимости равновесных концентраций элементов а система расп-лаз-впинель на зависят от объемной доли кристаллоч, существующих в расплава. Аналогичная картина и для внроко используемого равновесного распределения Fc^/Mg отнзоения в системе расплаа-оливин. Это дает основание утзерздать, что в равновесных условиях объемная доля данной кристаллической фазы <на Примере апинели, , оливина) долана быть постоянна и нокет быть оценена по многочисленным рпзу/тьтстгм заполненных экспериментальных работ. Отклонения от этих значений могут слузить мерилом нераемчооесности и свидетельствовать о различного рода возиуцаюцмх процессах (степень пераох-лаадския, отсадка кристаллоо и Т.д.).

Полученные результаты были использованы для выявления составов расплавов на момент кристаллизации природных кристаллов «пи-колей. ö качестве примеров были выбраны основные и ynt, граосновныв породы, обрагозазвиеся в различных геодинамических обстаношс^х. Наиболее ранними считаются расплавы (исходя из структурного полевении кристаллов ппинали в порода), состав которых расчитаи гю шпинелям, эклгаченннн в ранние генерации вкрапленников. В первую очередь это касается вкрапленников оливина, т.к. для обычных базальтовых расплавов признается, что олиоим является преимущест-опьно одной из первых кристаллических Фаз. Для впинелей кв одного минерала-хозяина наиболее ранним считается наиболее пагнеьмгьный расплав, т.к. теоретически эволюция расплавоо идет е сторону уменьшения магнезивльности, хотя всегда существует опасность, иго

не все разности шпинелей в породе изучены.

Скважина 10g (DSDP). По данным (Ayusso et al.1976), верх~ нс-ирские толеитовые базальты, пробуренные этой сквавиной, являются продуктами вулканизма в Срединно-Атлантическон рифте практически сразу после его раскрытия. Кристаллы апинели встречаются в виде оключен"й во вкрапленниках оливина и плагиоклаза. Различия по составу мевду центром и краем (увеличение Fe**, Al, уменькание Mg) кристалла шпинели, ек-.ученного в оливин или плагиоклаз, невелики. Это даэт основание полагать, что изменений в условиях крмс-та; |зации от момента начала образования впикелен до затвердевания породы практически не было. Состав рассчитанного расплава. мнеет следувциа параметры» 0,5, Fe**~ 6S, Ид- 125, Ге-=~

13, Ai175, E(Fa*z+Mg)~193, Fe-»/Fer-3~S,2-, (в окмсной Фор-

ме)! FeO/MgO- 1, FeO~9X, Мд0~9, AlaOe-16%, Ti0=~0,77., (порода? F3Q-10.03X, MgD-7,75X,Ala0a-15,64X, Ti03-1.06'/.). Полученный состав достаточно блиаок к валовому составу породы. Сходимость расс-41 энных данных со средним валовым составом пород по результатам химического анализа свидетельствует об отсутствии значительных перемещений кристаллических Фаз относительно расплава от варовде-ния кристаллов апинели до затвердевания породы. Имеющиеся небольшие различия по ссдервантз магния мовно объяснить двояко» невольная по объему отсадка оливина, или вторичные преобразования .

Осоакинн 441 (RSPP) (Sigurdiison, 1977) Tsisplomen, 1979)

были пробуре ни о осевой части Средин.ю-Атлвмтичдскаго риФта, включая рифтовуо домину. Воираст их пород соответственно» 441 - 1 млн лет, 332В-3,5 млн лет» Срйди базальте« виделявтся типичные толеиты, высокомагнгзиаЛе»н*иэ базальты (вплоть до пикрмтов) и высокоглиноземистые базалыы. ПослаДнна ссдер&ат обильные Фенокрмс-таллы пл иоклаза. Сост'вв н.-.мбзлев иагезиаяьнсго распл&за следующий: Fe"a/Mg-0,2ù, Fe-*-44, fig-217, Fe*K~lB, AJ-152, Tl-4, £ (Fe*a +Hg)~264, S Fe~62, Fe^/Fç**- 2,4? <e скисной Форне)« MgO-16/C, А1я0з~147., FeaO® (суммарное Fe) 9% (порода» i

Al=û3 - 15, IX, РеяОп, -Ю.ЯХ). Отличия полученного расплава от реального валового состава, породы о более высакап с одер ва ним Мд, более низком Fe и Al. Наиболее вероятная причина существующих различий - отсадка высокомагнезиального оливина, апинели. Наиболее глиноземистые разности расплавов получились по составу шпинелей, ¿ключенных в кристалл плагиоклаза из ÎasùnbTa, насыщенного

бкрапленникамм плагиоклаза. Состав расплава получается следующий!

0,3, ,Fe*-=- 40 (30-50) - ато знамение «овио принят»,т.к. проверка no Fe-^/Mg отношении и no £<Fe*"*+Mg), исходя и'з Мд 125 дает примерно то не значение, Мд 125 (значение 31 не учитывается, как весьма маловероятное, Ре*®- 9, А1-203, £(Ге-я +Мд>~175 (значение 217 не учитывается как несогласующееся с содержанием и Mg) , £Fe~72, Fe-*'a/Fe*3~4,4j -(в окисмой форме) t FeO~ 57., МдО- 9 X, 1,5%, Al^O*- IV/.. (порода! FeO-5, IX. MgO-6,7%, Fsj-O» "1,5%, Al=03-19'/i . Составы рассчитанного и реального расплава достаточно близки за исключением Мд, что Дает основание предположить отсадку зысокомагнезиального оливина. Состав, рассчитанный по icpa» атого кристалла жпинели имеет более высокие концентрации Fe и Ид и ум ¡ьшение А1, что может быть об> тенено кристаллизацией плагиоклаза. Оновная группа рассчитанных расплавов икает следующие параметры! Fe^'E~60-S0, Fe-*~lo, Ид~100-120 или 160-170, Al-150-180, что соответствует толеиту.

Сосущеетвопйнне в современней риФтовой воне толаитоя, п -ри-тов и высокоглиноземистых базальтов мовно объяснить появлением и Формированием после раскрытия рифта устойчивых магматических очагов, где идут процесса кристаллизационной дифференциации, В результате из обычного толеитового расплава за счет отсадки с нем опивина могут образоваться* пикриты или высокоглиноземистие 6а-заль'ты с крайне низким содераанием Fe и Мд за счет о садки из расплава оливина и шпинелей и (или) сульфидов. Ярким примером такой сепарации могут служить переслаивающиеся хромитснь* • и плаги-оклазовые кумуляты их критической серии Буяоельдского массива (Уойджер, Ьрауи,1970). При таком варианте объяснения нет ттной является причина появления высоконагнезиальнсго перви<- ого расплава, т.к. "первые" расплавы при раскрытии рифта содержат МдО~

Больное гревинное Толбачинское ирвериение (ЫТИ) произовло в 1975-1976 гг. южнее вулкана Плоский Толбачиг. l -one ■лаковых конусов в виде двух прорывов (Северный и Южный) (Флеров и др., 1904).

Продукты Северного прорыва - магнезиальные базальты умеренной щелочности. Наиболее ранняя генерации впинели, выделяемая сак Ср, (Соболев и Д|з.,1902), присутствует в качестве минералов-узников в оливина» и линопироксенах первой минеральной ассоциации.

bon>jii поздний генерации уже содержат значительные количества Ti, по?гону расчеты для них не проводились. Выделяются две группы составов. Первая- наиболее рвнняяг «д-207 иЗОО, Ре-^-гВ,

А1-100, Е (Fa~B+Mg>~370 и 26В, Е Яе~107, Fe-a/Mg-0, 37, Fe~»/Fe-*~2,8. В скисной Форме i Fe0~10%, MgO-lS'/., Feaaa-.4'/., А1аО*~9,ЗХ (порода* FeO - 6, ЗУ., MgQ-9,35%, Fe*0»-3, Г/., А1ж0»-13, 17'/.. По содержанию Мд получаются два значения, аналогично и для £(Fe*a+ttg). Если рассматривать Fe-*/Mg отновение как наиболее устойчивый параметр,то Ид-207 более предпочтительное значение. Отличив расчитанного состава расплава от валового более высоком Fe*"", Mg и меньвем А1. Вероятной причиной может быть кристаллизация и отсадка жпинели и оливина ив первичного расплава, что привело к увеличению доли Й1. Вторая (в рамках Sp»>- более поздняя группа составов! Fe*a/Mg -0,73-1,1, Fe»a~ 84-83, Пд-» 106-126, Fe-*~12"20, А1-139г146, Е <Fe-»+Mg> -202-222, Е Fe~l00-104, Fe-»/Fe-®-4,2-7,3. В окисной Форь.-i FeO-11%, НдО~В,5Х, FeaDx-2,3%, А1а0а-13% (порода: FeO - 6,32%, MgO-9.35%, FeaO*- 3. IX, . Этот состав сходен с валовым составом

породи, хотя не понятно высокое значение FeO и соответственно увеличение отношения Fo-*e/Hg. Эти данные позволяют предположить , что излившийся на дневную поверхность расплав является производным более магнезиального (MgO 13'/.f. Причины высокой желвзистости более позднего расплава неясны, хотя одним из вероятных объяснений может быть участие многокомпонентной газовой составляющей, снецающей к»»-1 '•< для Ре"»*.

Продукты Мхиого прорыва — су¿цепочные глиноземистые базальты. В них в качестве ранней фазы присутствуют кристаллы шпинели, обозначаемые Соболевым и др. (19ВЗ> как S„a. Кристаллы шпинели такого состава имеются и в лавах Северного прорыва, выделяемые как вторая возрастная генерация (Соболев и др. 1982). В лавах обоих прорывов они являются включениями* в кристаллы клинопирок-сена. Параметры расплаве, вычисленного по этой генерации шпинели разноречивы: высокое Fe*a/Mg отношение, не совпадающее со значениями Fe*"a и Mg, очень высокое содержание Fe"3 и низкое (относительно породного) содержание А1.

Отличия валового и -расчетного состввов расплава и несоответствия внутри последнего, вероятно, можно объяснить следующими

причинами. По ученный состав соответствует остаточному расплаву,

после частичной кристаллизации магмы, т.к. «пинали этого состава на являются первой кристаллической Фазой а лавах, как Северного, тек и Юяного прорывов <а олиаине из лав Юяного прорыва автором были найдены впинели, соответствующие наиболее ранней генерации), что свидетельствует в пользу м>: происхоадания ив единого расплава. Причиной несоответствии внутри рассчитанного расплава монет быть многокомпонентный Флюид, существовйввий в виде самостоятельной Фазы в расплаве на глубинах менее 3-4 км при извераении. Он мог вносить существенные изменения в состав образовавоихся и образующихся кристаллов впинели, т.к. доля летучих состазила 1-95! по весу от изверяенного материала в этих прорывах (Слезмн, Федотов, 1984).

Вулкан Авача. Двойной вулкан типа Сомма-Вазуиий располеоен к северу от Авачинской бухты, входит в Восточнуи вулканическую зо ну. Гипербвзито^ые включения <11«ка и др. , 1973) иайдзнн на западном и иго-западном склонах сомми среди «л»кав и в боаольтооих ту-Фо~лавах, окруаающих серию андезитовых вкструзий на склона»; сом-NUf пикритоеыа базальты найдены в моренных отлоааниях по р.Мутной у поднояья вулкана. Структурная позиция кристаллов впииели не указана за исключением пикритовых базальтов, _ гда, вероятна, анализированные кристаллы расположены в основной массе. Состля вычисленного расплава по япинелям йв. ларцолит-г&рцбургитвзих включений! Fe"""*/Mg~0,3-0,7, Fe*a~75-B2, Ид- 130-130, F®-«-lO~2<>, Al-140 -153, £<Ре*я+Пд) -220-230, Fe~a~B3-110, Fc~a/Fa>~»-3,1-7,3. По полученным данным это типично базальтовый расплав, хотя однозначно утоередать соответствует ли он нгвгранупирнсЯ яидкости, или расплаву, из которого кристаллизозалас« пссоциацмя минералов включений, нельзя.*Тем не менее кажатся зпелна вероятным, что эти образования являются кумулятвми базальтовых р&с плавов явачин ского вулкана.

Составы расплавоп, рассчитанные по ипмиелям из роговика и пикритового базальта имеют следующие особаимостмх высокое Fe/Mg>l. несоответствие этого коэффициента отнованию рассчитанных по ре и Мд, больвие вариации рассчитанной E(Fr>"a *Мд>, Наиболее вероятной причиной этих несоответствий являются вторичные преобразования под действием температуры и Флмида.

Вулкан Оиина. Вулканический остров о 30 км к западу от о. Хоккайдо, вулкан типа Сомма-Везувий (Yama.noto, 1983). Централь-

ни* конус сложен цепочными базальтами и андезитами. Ультраоснов-ние включения встречаются преимущественно в андезитах и редки в базальтах центрального конуса. В лавах впинель обнаруаена преимущественно в виде включений в Фенокристаллах оливина, хотя в ав-гит-оливиновом базьльте она образует крупные вкрапленники с маг-нетитовой отсрочкой; в дунитах зерна впинели либо включены в оливин, либо находятся в про «утках мевду их кристаллами, а в вер-лмтах и олиоиноэых клинопироксенитах - только ■ виде включений в олиг че. Составы расплавов, рассчитанные по шпинелям в лавах, имеют разноречивые характеристики. С аналогичными случаями мы столкнулись уае на примере Виного прорыва и вулкана Авача. Вов-моаны, по крайней мере, два варианта интерпретации! 1> впинель и пключагещий ее оливин ие являются первыми кристаллическими Фавами, 2) составы внинелей изменены под действием флюидной составляющей.

Подобная ситуация вероятно слояилась и на прорыве Пийпа (побойчее извервеие на склоне е.Ключевского,1966 г.). Шпинели (крис-твллы-увники в оливине) при наличии микротрещин в кристалле-хозяине изменяет свой состав, а» на границе их с оливином развиваются реакционные каймы, там ве, где нет трещин, состав шпинели сохраняется. Составы рвсплазоа,- рассчитанные по апинелям из включений разбиваются на две rpyitnu. Состав расплава по апинелям из дунито-емх включений« Fo-^/rtg -0,3-0,7, £Fe~ 63-70, Mg~ 100-105, (значен ние 60 не учитывается как маловероятное),Fa"® -16-22, A1 -JB6, £ (Рв"а+Мд)-170-180, Fe~80-90, Fe*a/Fe*:5,-4,1-4,2. Расплав получился достаточно близким к типичным топгитовын базальтам. Вторая группа рассчитанных расплазов обладает разноречивыми характеристиками, аналогичьыми еывеукагажшм и только по литературному описанию о причинах "того судить словно.

Вулкьи Крлауза (о.Гавьйи) - пикрсты (Wilkinson, Hensel, 19QQ). Вулкан этот хороио иввестеи, поэтому мы не даем его характеристики. Структурное полоаение кристаллов ипиивлей (включенных в оливин) дает основание полагать, что это наиболег ^анняп кристаллическая Фаза а породе. Рг-.ссиитаниыи наиболее магнезиальный расплав икеет следующие параметры; Fe*"/Mg-0,5, Fe^-BO, Mg~l60, Fe""~13, Al-140, Ti~165. В окисной Форме|РеО~Ю-.ЛУ., MgCU 12%, Fea,03~l ,77., AlaOs-lS-iS'/C, TiO;.-2,4X. (Ликрит! Fe0~10,47X, MgO -20,017. FeaOa -1,57., А1»03-9,46УМ Ti0»-I.7%). По составу этот расплав мошно отнести к магнезиальным разностям базальтов, хотя

не столь вис око-магнезиальный» как в срединно-атлантическом рифте. Рассчитанный расплав по впинели из оi еина основной массы ликритв отражает эволюцию расплава! происходит увеличение отношения Fs /Мд~ 1, увеличение Й1 в расплаве 1A0-J70 (А 19Оз -13-16:'.;, увеличение степени окисланности Fe и падение содеряанил Мд. К рассчитанному расплаву близок состав стекле мв лав Килауоа-Ики (иэверкение 1959 г.). Хотя разница в содержании Мд допускает незначительную отсадку оливина.

Судя по составу вычисленного расплава, образование пикритов обязано аккумуляции кристаллов оливина, что совпадает с мнеимиеп Wilkinson, Hensel (1988). Примерно аналогичный состав по этим элементам был получен Т.Н.Ирвином (1983) для исходных расплавов пикрита, хотя содеряание МдР по его расчетам 147..

Полученные автором (по опубликованным данным) цифровьи зависимости равновесных концентраций элементов о системе расплав-ипи-нель позволяют оценивать составы расплавов на момент начала кристаллизации в них шпинели. Рассчг- 'анные частичные составы расплавов вполне удовлетворительно .совпадают с оценками составов 1,,ате~ римских расплавов, полученных иными методами.

2.5. Состав ¡шпинелей как показатель платиноносности пород

' Зависимость Fo-a/Mg отношения в систене равновесный расплав - илинель демонстрирует равенство stого отнояения в основном (ультраосновном) расплаве и равновесном с ним кристалле впинели. При кристаллизации расплава численная величин» Fe**/Wg ^тиочеиия в шпинели долина расти ив-sa уменьшения нвгнезмальности расплава в этом процессе. Реальность втого явления была продемонстрирована euoe «а ряда прикароз. В меоген-чвтв«ртччн«х базитах Лурило-Кам-чагского региона было изучено 5000 .:ереч впинели и во всех случаях наблчдалось увеличение Fe-^/ttg отмова»'*м в последовательных генерациях и о зональных кристалла* от центр» к краю. ^Наряду с этим суч«стр.ует больа^я групп* бдгит-гилербазт cjых пород, в которых ата зависимость и следствия из нее нарушаются (Пономарев и др. 1993, Ponoroarev et а*.,1993). О образцах из этих пород Ге"*я/Мд отношение в первых генерациях шпинелей (выхваченных оливином) не соответствует порочному, или отноивиию в предполагаемых первичных расплавах. При этом, величина отновенил мо-

ивт достигать 3-5, тогда как в дунитех, гарцбургитах, лерцолитах ото отиаиенив -0,1-0,2, а для базальтов левит в окрестностях О,5. Здесь обидно наблюдается сосуществование незональных и зональных кристаллов шпинели. Причем, в одном образце могут присутствовать кристаллы с прямой и обратной зональностями. Интерг.ранулярная ипинель, или ипинель ив основной массы, монет быть более-магнезиальная, чем заключенная во вкраплеиники. Это характерна для пород, под вергвихся температурному и Флюидному воздействию (см. выше). Так, например, магнезиоферрит (Мд 15-20Х) найден в павах БТТИ, вулкана Малый Сеиячик и т.д. ¡Ананьев и др., 1987). Образование его обявано процессам высокотемпературного метаморфизма« воздействии Флиида на пористую породу и образованию магнезиоФер-рита в лорах и по трещинам. Последние ве в магматической кристап-лмвации, впиналевые. кристаллы из основной массы базальтов преде-тавланы обычно ниакоиагиезиальними титаномвгнетитат- Так, в шпинелях оковиой массы лав БТТИ, содер»аиие МдО 2,0-4,34 (Соболев и Ар.1932). Хлоритивация и серпвнтииивация ,широко развитые в уль-трьбавитвй, вадут к увеличению Ре"*а/Мд отновения во внешних каймах кристаллов и вдоль трещин в них. Диффузионные (прямая и обратная) зональности но контакте 'шпинель-оливин, обязанные термической истории породи, обычно ийают небольшие меевтабы (1-ЗХ) или могут отсутствовать. Наиболее вероятной причиной сосуществования асах виве перечисленных особенностей а одной пореда является вы-сокотекпоратурнай метаморфизм с последующими низкотемпературными преобразованиями.

Все вык^укаваиные особенности обычно характерны для ряда ультрабаеитов, с которыми связаны кореиние и россыпные месторов-денигс платиноидов (Пономарев и др,, 1993, Ропсиагеу в! а1., 1995). Особенности Ре*а/Мд отнованки в акцессорных, рудных, и включенных о платиноиды епииалей рассмотрены на г.рммерьх 4 равно-Формационных типах мгссжэоз. Это платформенные щапочно-ультрама-Фитовыа тела зонального строения (Алданский щит) - массив Кондср( габбро-пироксенит-дунитовие (плщтииоиосный пояс Урала) - Ииш-не-Тагильский массив (г.Солорьева), Китлымский (Невское тело); ультра чФитн расслоенных интрузий (Стиллуотер _ий, Буавельдский); альпинотипные гипербазцты. Корякского нагорья (Красногорский,Чиры-нй1 кий). Ре*й'Мд отношений в 3-х генерациях впинелей в атих массивах имеют ряд общих черт.

Массив Кон дер. Платиноидное оруденение г*и он. - • /роки ган « дунитах, слагающих центральную часть пассива. Одними из наименее мегнезиальных (Лриходько, Пономарев, 1990) являются шинели, включенные в олииин, имемщие значение FB"a/Mcj отновения 4,5. В работе Р.А.Октябрьского и др.(1992) приводятся составы мелких меяэерновых солидусных зерен шпинели, содержащих ав,е меньие МдО (Fe^/Mg- 5,2). Зерна жпинелей, вклмченные в платиноиды по данным А.Г.Мочалопа и Г.Г.Дмитренко (1990) имеют значения Fe"*a/f1g отношения 0,94 и практически совпадают с рудными -0,9. Акцессорная впинель менее магнезиальная (1,7), но диапазон ее частных значений Fe^'/rtg отновеиия (1-5) частично перекрывается со значениями (Рудавевский, Мочзлов,1985) для япинелей из платиноидов (0,5-2,5), Зти результаты позволяют предполовить метаморфический генезис состава опинелей (включенные в оливин впинели наименее магнезиальные и сравнимы по Fo"*a,/Mg с солидусними)и как следствие - породы, а такие допустить, что чем больже в породе влинеляй с минимальными значениями Fe*a/rtg отношения, тем больое сна мпсыщз-на платиноидами.

Габбро-пироксенит-аунитовая Формация. Нивне-Тагильскчй дуни-товый массив с рудным участком (гора Солооьэга) дал одно ия наибольших количеств металлов платиновой группн в Уральском платино-носном поясе. Это крупно-среднааеянистыв разности пород с хорожо развитым хромитовым орудеиением. Значения Fe^/Mg отноивнии для акцессорных япинелей 1,3В (Царицын, Фоминых,1979), Или 0,94 (Иоа-ноа, РуДапевский,19В7), Иовскоа тало (Кытлымский массив) сложено средна-мелкозгрнистыми разностями дунитов с незначительным хромитовым оруденением, значительно более бедное металлами платиновой группы, имеет значения отномения в акцессорных ипималях

2,27 и 1,3 соответственно. Значения Fe*3/Mg отнопеник для анине-лей из платиноидов (Рудавевский, Мочалов, 19В5) 0,56. К высказанным выше предположениям можно добавить, что на количество плати-ноидоз в массиве в цепом (и, или в хромите) возмовио уканыиает нагнезиальность акцессорной впинели в сравнении с. другими массивами о поясе.

Ультрд^афиты ра<;слреиинх интрузивов (массив Стиллустер i . Е1 нижней циклической единице ультранафитоаой зоны «пинали, виз»чвн-ные в оливин и ортопироксен, имеют значения Fc*'/Hg птиоие.и'л 2,46 и 2, 16. соответственно и сильно отличамг-.-я от прйдпчл.»-

первичных расплавов, имеющих значения Fe-*/Mg отношения (0,5-0,7) (данные Lolerski et al,l990). Певцу акцессорным и рудным'хромитом больших различий мет, диапавон частных значений (1,5-4)," но акцессорные менее магнезиальны (Loferski,1990). В зоне Н акцессорная и рудная впинель имеют значения Fe~a/Mg отношения 0,99 и 0,74 соответствен о, а в зоне В 1,95 и 1,17 (по данным Джексон, 197-3). Но «но предположить по им тщимся данным, что зона Н более богата платиноидами относительно зоны G.

Данные по Буовельдскому массиву (Eales. Reynolds 19Q1| Btwnpfl, Rucklidgo, 1902) хорово укладываются e полученную карти-hyi впинель с трубке Онвврзаахт из гортонолитового дунита, обогащенного платиноидами имеет значение Fe^/JIg отновения 1, несмотря на Ьелезистый характер оливина и породы в целом, а впинель из безрудкого дунита имеет значение Fe*a/Mg отновения 7. В богатом платиноидами слое UG-2 кумулятивный хромит с платиноидами более магнезиальный относительно акцессорного из пироксенита мевду хро-митовыми слоями. Существенным для этих массивов является то, что для пород, по структурным особенностям имеющих магматический кумулятивный геневис значении Fe^/tlQ отношения о япинелях свидетельствуют а метаморфическом генезисе их состава.

Альпииотипныв гчпдрбавчты Корякского нагорья. Рассмотрены по литратурным данным (Дмитренко, Мочалов, 1?07| Мочалов,' Дмитренко, 1V90) на примерах Красногорского и Чирынайских ультрабвзитовых массивов дунит-гарцбургитового состава найницкого комплекса. Наиболее магнезиальными являютей впинели ив гарцбургитове Красногорский - Fe~a/Mg отношение 1,03|. Чирынайский - 0,88. Дунитовь разности пород характеризуются более валезистыми генерациями впи-нелей - 1,3 и 1,09 соответственно. В рудных шпинелях значена Fe-*a/Mo Отношения» 0,Б5 (Краногорский массив), 0,74 (^ирыиайски* массив). Включенная в платиноиды впиналь имеет знвчения Fe*a/M( отновения О,В8-0,9. Исходя из атих данных можно предполопить, чт' наибольоие концентрации платиноидов мовио овидать is гарцбургито вых разностях пород, что соответствует действительности. Пр оценке перспектив на платиноносность необходимо учитывать и со дерзание .хрома в впимелях.По данным Г.Г.Дмитренлj и др. (1990 лерцолиты Тамватнейского массива, в которых опинель имеет низки значения Fe*'a/Hg отношения, но высокие содержания А1я0з (>407. практически лишены плвтиноидов, тогда Kate в хромитах из этот

массива они встречаются.

Используемый автором параметр (Рв-^/Мс отмовемие) состава шпинелей дя некоторых равиоформационных ультрабавитоа дает основание говорить о метаморфическом геиееиее составов этих шпинелей и оценивать перспективы платиноносности ,как массивов в целом, так и отдельных участков •» них, что мужет быть использовано при поисковых работах.

> /

Заключение

Петроструктурные и минералогические.особенности полигенных базитов океанической н островодуеной стадий развития <.. /адчатых областей современной океанической коры позволяют утверждать следующее!

1. По ряду привнакоа (порфировые/афировые разности лав, набор минералов-вкрапленников, их объемные доли) базиты современной океанической коры отличаются от бавитов островодуаной стадии развития складчатых областей <ца. примере Камчатки, Урала и т.д.

2. По указанным свойствам базиты Камчатки, представленные подводными-лавами несут черти сходства с островодумныни бази-тами, что, вероятно, связано с существованием домелооого гетерогенного Фундамента. Наряду с атим в зоне полуостровов найдены базиты (Формация Камчатского мыса), которые по ряду привнакоа сходны с базальтоидами океанической стадии развития складчат й области.

* 3. Основные объемы (70-607.) жидких >. бааальтов£> лас плавов (пахоа-хоа-лавы) кристаллизуются в эффузивную стадию после их Формирования как геологических тел. В интрузивных телах и ¿.¿вовых потоках существуют разнонаправленные изменения коли<...:стеа кристаллов от края к центру.

4. Региональные метаморфические преобразования пород океанической стадии о складчатой области (Камчатка) определяются интенсивностью вулканизма островодуеной стадии. Л би.:ее обцем виде , с учетом данных по другим областям, можно говорить, что фацмальный уровень* региональных метаморфических преобразований пород каждой стадии развития области определяется последующим птапом магматизма.

3. Особенности составов изученных минералов из ряда базитов

- ае -

» ■ипербазитов дают основания для следующих выводов!

а) Альбит спилитов имеет метаморфический генезис.

6) Минералы (оливин, , ортопироксен, клинопироксен) ультраба-эитовых включений в базальтовых расплава?: из зоны контакта интенсивно обмениваются с расплавами рядом элементов (Ре, Мд, Са, А1, Сг, Т1). Это позволяет предполагать, что составы аналогичных минералов, слагающих массивы ультрабагитов, проведших стадию селективного плавления, соответствуют иным равновесным условиям.

•) Полученный значительный объем сведений о составах минералов пород офиолитовых ассоциаций желобов запада Тихого океана, что позволяет говорить об их сходстве с аналогичными породами остроаодуяных структур.

6. Выведенные автором зависимости концентраций элементое (Ре"*,М9, Сг, Яв*3, А1,Т1) в системе расплав - шпинель (по экспериментальным данным) с использованием составов рлда природные •пинелей дает основание говорить о значительной роли гравитационно-кристаллизационной дифференциации в процессе становления лоро/ базит-гипербазитового ряда. Ре~я/Мд отновение и содержание Сг I «пикелях являются индикаторами перспективности ультрабазитов н; платиноносность.

Публикации по теме диссертации

Главы в коллективных монография».!

I. Вулканогенно-кремнистые Формации Камчатки. Новосибирск, Наука,1974.

I. Вулканогенно-креммистые Формации Восточной Камчатки. С.32-57 (соавторы Аядейко Г.П., Флоренский И.В.).

2.0енеиные особенности петрогафии и петрохинии лав спили то-кератофираовых Формаций Камчатки. С.69-94 (соавторы Двдейко Г.П., Ванде-Киркоа Ю.В.>.

II. Геология и петрология зон глубоководных келобов вапада Тихого океана. Москва, Наука, 1991:

3. Метаморфические комплексы глубоководных аелобов и разлом-ных зон. С.6Л-07 (соавтор Тарарин И.А.).

4. Офиолитовые ассоциации аелобов Идву-Бонинского и Волкаио (с.В7-118> (соавторы Паландиян С.А., Говоров И.Н., Тарарин И.А., Дмитренко Г.Г.>.

Статьи и тезисы в журналах и сборниках!

5. Некоторые закономерности извервенй Кпячевского еулка-на//Еилл.вулканол. ст., 1973, 49, C.93-9B (соавторы Кирсанов И.Т., Штейнберг Г.С.).

6. Особенности кристаллизации и дифференциации паровых спч-литов //Вопросы магматизма, метаморфизма и орудяняния Дольнего Востока, 1973, с.126-129 (соавторы Аздейко Г.П., Самойлеико Б.И.>.

7. Закономерности извержении и особенности продуктов вулкана Плоский Толбачик// Геодинамика вулканизма и гидротермального процесса. Тезисы ÍУ Всесоюзного зулккнологичгского саоацан«*. Петропавловск-Камчатский, 1974, с.17В (соавтор Кирсанов И.1.».

8. Извервенне вулкана Аланд в 1972 г.// Бюлл.вугааиол.ст , 1974, 50, с.64-ВО-(соавторы Двдейко Г.П., Хрене» А.П., Флеров Г.Б.. Токарев П.И, Широков В.А., Неняйлоа И.А., Чирков А.М., Вв-лынец О.Н., Дубик Ю.М., Вергасова Л.П.>.

9. Изверяение вулкана Плоский Голбачик и некоторые особенности его продуктов //Бюлл.яулканол.ст.» 1974, 50, с.33-63 (соавтор Кирсанов И.Т.).

№. К проблеме петрогенезиса слилитое и к«>р»тсФ»г<;в//Гв,»Л1»

иамика вулканизма и гидротермального процесса. Тезисы IV Всесоюзного вулканологического совещания. Петропавловск-Камчатский, 1974, с.182-183 (соавтор Авдайко Г.П.).

11. Эволюция расплавов в геосинклинальном вулканическом процесса (на примера Восточной Камчатки)// Геодинамика вулканизма и гидротермат ого процесса. Тезисы Всесоюзного вулканологического совецанмя. Петропав-твск-Квмчштский, 1974, с. 184 (соавтор Авдейко Г. П.).

12. Вулканические породы острова Кертис (группа Кермадак)//. Випп.оупклноп.сг.. 1975, 51, с.113-121 (соавторы Авдейко Г.П., Колосков А.В.).

13. Основные черты вулканизма геосинклинальных попсов Камчатки// Глубинное строение, магматизм и металлогения Тихоокеанских вулканических попсов. Тезисы Всесомз. симпозиума. Владивосток, 1976, с,.131-132 (соавторы Авдейко Г.П., Скрипко К.А.)

" 14.Особенности кристаллизации шаровых. спилитов и их петрогш-нгзис//Вэзиты и гипербавиты Дальнего Востока. Владивосток, 1976. С. 148-130 (соавторы Авдейко Г.П., Самойленко Б.И.).

15. К проблеме петрогенезиса спилитоа и родственных им ло-род//Магмообравоеоние и его отрааение в вулканическом процессе. Москва, Наука, 1977, с.123-133 (соавторы Авдайко Т.П., Скрипко К,А.). •

16. Кристаллизация и дифференциация в подушечных спилитах района бухты Лаврова на северо-востоке Камчатки//Вулканизм островных дуг. И..Наука. 1977, с.205-213 (соавторы Авдейко Г.П., Св-мойленко Б.И., Скрипко К.А.).

17. Кристаллизация микролитовой Фазы в лавах Южного Толба-чинского лрсрыва//Билл.еулкамол.ст., 1979, 56, с.115-1?5 (соавторы Сапом. .(Ков Е.А., Бродская Р.Л.).

18. Потоки подушечных лае// Вулканология и сейсмология. 1980, 1, с.51-59. \

19. Некоторые аспекты кристаллизации магматических пород/ /Вулканология и сейсмология. 19В2, 1, с.95-98.

20. Структурно-текстурные особенности базальтов геосинклиналей и второго слоя океанической коры. 1.Мине> ллы-вкрапленпики//Вулканология и сейсмология.1984, 1, с.71-89.

21. Региональные метаморфические преобразования в складчатых сооружениях и 2-ои слое современной океанической коры//Тезисы

- til -

Всесоюзного вулканологического совещания. Петропавловск-Камчатский. 19В5, с.220-221.

22. Дегазация магматических раплав1в//'Гевисы ¡У Всесоюзного вулканологического совещания. Петропавловск-Камчатский, 1903, с.221-222 (соавторы Чехмир A.C., Эпельбаум М.Б.).

23. Радиоактивность субвулканических и оффузвных пород Тол-бачмнеких вулканов//Тезисы IY Всесоюзного вулканологического совещания. Петропавловск-Камчатский, 1935, с.120-130 (соавторы Андреев В.И. Окрутим В.И., Картавое» Л.А., Пузанков Ю.М.).

24. Новый для Камчатки тип базит-гипербазитоеых включений в вулканитах// Доклады АН СССР, 1988, т. 302, 3, с.676-679 оавторы Колосков A.B., Флеров Г.В., Богоявленский С.О.).

25. Вторичные преобраз ания базальтоидов складчатых сооружений и второго слоя современной океанической коры// Новые данные по петрологи магматических и метаморфических пород Камчатки. Владивосток. 1909 , с.48-60.

26. О причинах региональн о метаморфизма базальтпндов складчатых сооружений// Новые данные по патрологии магматических и метаморфических пород Камчатки. Владивосток, 1989, с.61-67.

27. Составы породообразующих минералов дунитоо Яондерского массива// Тихоокеанская геология. 1990, 2, с.59-69 (соавтор Лри-ходько В.'- . ) .

■ 28. Базальтовый магматизм тектонической зоны Myccaj (Тихий океан) как индикатор геодинамического ра»има//Вулкамология и сейсмология.19990, Ь, с.28-44 (соавторы Тарарин И.А.. Говоров H.H.).

29. Цепочные базальтоиди юга Дальнего Востока н ультраосновные ксенолиты; проблема глубинных субстратов// Тезио VII вулканологического совещания и IX палеовулканологического симпозиума. Иркутск, 1992, с.114 (соавторы Пряходька B.C., Михалея Ю,А.>.

30. Глубинные ксенолиты и верхняя м&нтий юга Дальнего Востока// Структура и геокинематика литосферы восток*) России. СВКНИИ, Нагадан, 1993, C.122-J43 (соавторы Приходько B.C., Каретников

A.C.).

31. Зависимость концентраций зл«ментов е системе расп-л&в-апинель (по экспериментальным данным! и их приложение// nien-ринт, Петропавловск-Камчато. ,й, 1993, 55 с. (соавторы! Ананьев

B.C. С Таг,т«,еп C.I

52. Петрография, минеральный состав и геохимия вулканических парод хребта Карин (северная часть цепи Лайн, Тихий ок<! ан>// Геохимия, 1973, И, с. 1553-1348 (соавторы Мартынов К).А. Октябрьский Р.А., Бадрединов З.Г., Голозубов В.В.).

33. Cpinol composition as an indicator of the metamorphu and of .the platinoids productivity of rocks//Contrib. Miner« and Petrol. 1995 (in prees) (соавтор Tsyurupa A.J.).

U<gO-CT HS.fly ТИРАЖ MO

OOil КАМЧАТСКОГО 0&ЯЛСТООГО £ОМ5ЙЕГА

госудАРсгеанюЯ cuiKai»Kit

Информация о работе

Пономарев, Георгий Петрович
доктора геолого-минералогических наук
Петропавловск-Камчатский, 1995
ВАК 04.00.08

Автореферат

Петроструктурные и минералогические показатели генетических особенностей гипербазитов и казитов островодужных и океанических областей - тема автореферата по геологии, скачайте бесплатно автореферат диссертации

Похожие работы