![]() |
![]() УДК 552.3 + 551.242.2](265) Бонинит-офиолитовые комплексы - специфические образования энсиматических островодужных систем РЎ.Р’. Высоцкий, РЎ.C. Щека, Рў. Тсуджимори* *Университет Каназава (РЇРїРѕРЅРёСЏ) Проведена типизация офиолитовых ассоциаций современных островодужных систем западной части РўРёС…РѕРіРѕ океана, Р° также изучены специфические особенности бонинитовых комплексов Рё РёС… СЃРІСЏР·Рё СЃ офиолитами. Показано, что появление бонинитовых магм РІ островодужных системах инициируется подтоком мантийного восстановленного флюида (преимущественно РІРѕРґРѕСЂРѕРґРЅРѕРіРѕ), взаимодействующего СЃ мантийным веществом Рё РєРѕСЂРѕР№ тектонической РґСѓРіРё. Приводятся результаты экспериментов РїРѕ плавлению Рё кристаллизации модельного бонинита РїСЂРё взаимодействии расплава СЃ водным, РІРѕРґРЅРѕ-водородным Рё водородным флюидом. Boninite-Ophiolite Assemblages - the specific formations of Ensimatic Island Arc Systems. S.V. VYSOTSKIY, S.S. SHCHEKA, T. TSUJIMORI* (Far East Geological Institute, 159, Stoletiya Vladivostoka Av., Vladivostok, 690022; *Kanazava University, Japan). Specific features of boninite assemblages and their relations with ophiolites of young island arc systems of the Western Pacific are studed and typization of ophiolite assemblages is offered. Generation of boninite melts is shown to be initiated by the flow of reduced (mostly hydrogen) mantle volatiles affecting the mantle matter and crust of nonvolcanic arc. The results of experimental modeling of boninite melting and crystallization under the influence of H2, H2O and H2 + H2O are presented as well. РћРґРЅРѕР№ РёР· важных проблем современной геологии является создание геодинамической модели, наиболее рационально объясняющей РїСЂРёСЂРѕРґСѓ магматической активности островных РґСѓРі. Генезис Рё эволюция островодужных систем всегда вызывали острые РґРёСЃРєСѓСЃСЃРёРё. РЎ РѕРґРЅРѕР№ стороны это связано СЃ тем, что без знания закономерностей РёС… возникновения Рё эволюции невозможно решить фундаментальную проблему направленности развития земной РєРѕСЂС‹ Рё определить геологическую РїСЂРёСЂРѕРґСѓ Р·РѕРЅС‹ перехода континент - океан. РЎ РґСЂСѓРіРѕР№ стороны, эти структуры привлекают внимание приуроченностью Рє РЅРёРј месторождений нефти Рё газа, меди, полиметаллов Рё СЂСЏРґР° РґСЂСѓРіРёС… полезных ископаемых. РџРѕ типу фундамента островодужные системы делятся РЅР° энсиалические Рё энсиматические [14]. Обычно Рє энсиматическим относятся те, для которых установлено или предполагается преимущественное развитие РІ основании (фундаменте) мафических РїРѕСЂРѕРґ (различных ультрабазитов, габброидов, базальтов, основных кристаллосланцев Рё С‚. Рї.). Согласно современным представлениям, островодужная система, заложившаяся РЅР° океанической РєРѕСЂРµ (эпиокеаническая), является энсиматической, РІ отличие РѕС‚ энсиалических островодужных систем, формировавшихся РЅР° континентальной РєРѕСЂРµ. Важную роль РІ строении РєРѕСЂС‹ энсиматических островодужных систем играют офиолитовые ассоциации, которые РјРЅРѕРіРёРјРё исследователями считаются реликтами океанической РєРѕСЂС‹ [6, 9, 11, 12 Рё РґСЂ.]. Однако исследования последних лет, преимущественно РЅР° примере континентальных областей, показали большое разнообразие типов офиолитов, причем образование большинства РёР· РЅРёС… связывается РЅРµ СЃ обстановкой открытых частей океана, Р° СЃ различными тектоническими обстановками островодужных систем. Анализ основных гипотез генезиса офиолитов показывает, что, РЅРµ смотря РЅР° кажущееся многообразие предлагаемых различными исследователями схем, общим положением для всех моделей является формирование офиолитов РІ условиях растяжения. Геодинамическая модель офиолитогенеза РІ современных срединно-океанических хребтах РІ настоящее время более или менее общеизвестна. Аналогичная геодинамическая модель предложена Рё для спрединговых Р·РѕРЅ котловин окраинных морей, разработанная РЅР° примере котловины Лау островодужной системы РўРѕРЅРіР° [25, 28]. Следует отметить, что РІ РѕСЃРЅРѕРІРµ этой модели лежит представление Рѕ подъеме Рє поверхности “горячего” мантийного материала (мантийного диапира), РёР· которого магма частично поступает РЅР° поверхность, Р° частично образует интрузивные Рё субвулканические тела, формируя новообразованную РєРѕСЂСѓ океанического типа. Однако среди офиолитов континентов широким распространением пользуются ассоциации, принципиально похожие РЅР° океанические, РЅРѕ отличающиеся РІ деталях. Например, среди РЅРёС… присутствуют относительно дифференцированные ассоциации, содержащие среди вулканитов кислые разности (кератофиры), Р° РІ интрузивных комплексах - РїРѕР·РґРЅСЋСЋ плагиогранитную фазу (офиолиты Урала, РљРѕСЂСЏРєРёРё Рё РґСЂ.). РџРѕРєР° только РЅР° континентах обнаружены высокобарные офиолитовые ассоциации [4]. Несмотря РЅР° довольно большой объем геологических исследований ультрабазитов океанов, РІ РЅРёС… РЅРµ обнаружено сколько-РЅРёР±СѓРґСЊ значимых скоплений хромитов, месторождения которых довольно обычны для офиолитов континентальных областей. Вполне вероятно, что эти особенности связаны СЃ образованием части офиолитовых ассоциаций РІ тектонических обстановках, отличающихся РѕС‚ спрединговых Р·РѕРЅ океанов Рё задуговых бассейнов. Возможно, РѕРЅРё генерировались РІ рифтах, закладывавшихся РЅР° мощной континентальной или субконтинентальной РєРѕСЂРµ, как полагают некоторые исследователи [2]. РћРґРЅРёРј РёР· оснований для подобных взглядов является современное залегание офиолитов РЅР° блоках древней континентальной РєРѕСЂС‹, что возможно РІ случае РёС… обдукции РЅР° прилегающий континент РІ результате изменения тектонического режима. Подобные современные рифтогенные структуры известны РІ некоторых районах РјРёСЂР° (например, Красноморский Рё Калифорнийский рифты, РЇРїРѕРЅСЃРєРѕРµ РјРѕСЂРµ, Марианский трог), однако глубинные горизонты РєРѕСЂС‹ РІ РЅРёС… недоступны для исследования. Магматические образования, наблюдающиеся РІ настоящее время РІ осевых частях Р·РѕРЅ спрединга РЅР° континентальной РєРѕСЂРµ (преимущественно базальты), практически РЅРµ отличаются РїРѕ геохимическим, минералогическим Рё петрологическим особенностям РѕС‚ аналогичных образований океана или развитых задуговых котловин. Отличия РІ составе вулканитов РїСЂРё раскалывании достаточно мощной РєРѕСЂС‹ фиксируются только РЅР° начальных этапах развития процесса, РєРѕРіРґР° РїСЂРѕРёСЃС…РѕРґРёС‚ ее деструкция. Например, РІ Марианском троге РЅР° начальном этапе его формирования наблюдается переслаивание островодужных Рё океанических толеитов, Р° РІ Красноморском рифте процесс начинался СЃ излияния щелочных основных Рё кислых лав [1, 39] Рё завершался излияниями океанических толеитов. Для РЇРїРѕРЅСЃРєРѕРіРѕ РјРѕСЂСЏ фиксируется антидромный характер магматизма, начинающийся СЃ излияния РїРѕСЂРѕРґ известково-щелочной серии СЃ большим количеством кислых дифференциатов, которые РІ дальнейшем сменялись базальтами повышенной щелочности [13]. Вполне вероятно, что офиолиты, образующиеся РЅР° этом этапе, Р±СѓРґСѓС‚ отличаться РѕС‚ более РїРѕР·РґРЅРёС… ассоциаций, например, большей степенью дифференцированности, более высокими P/T параметрами кристаллизации Рё С‚.Рї. Проблема идентификации тектонических обстановок образования таких “аномальных” офиолитовых ассоциаций чрезвычайно важна Рё требует своего решения. РћРґРЅРѕР№ РёР· таких ассоциаций, имеющей современные Рё древние аналоги, является Р±РѕРЅРёРЅРёС‚-офиолитовая ассоциация. Р’ современных условиях Р±РѕРЅРёРЅРёС‚-офиолитовая ассоциация известна только РІ эпиокеанических островных дугах. РќРё РІ каких РґСЂСѓРіРёС… современных тектонических обстановках Р±РѕРЅРёРЅРёС‚-офиолитовая ассоциация РїРѕРєР° РЅРµ обнаружена, хотя магматические комплексы, образовавшиеся РёР· бонинитовой магмы известны СЃ глубокого докембрия. Характерной ее особенностью является присутствие ультраосновных расслоенных массивов существенно ортопироксенового состава РІ основании Рё плагиогранитов (тоналитов, трондъемитов) РІ верхней части разреза Рё наличие дифференцированной бонинитовой серии вулканитов Рё даек. РћРґРЅРёРј РёР· древнейших комплексов, кристаллизовавшихся РёР· бонинитовой магмы, считается Бушвельдский расслоенный массив [22, 32]. Более молодые Р±РѕРЅРёРЅРёС‚-офиолитовые ассоциации известны РІ Восточных Саянах [8], РІ Средиземноморье (РўСЂРѕРѕРґРѕСЃ), РЅР° Сахалине [5], РІ современных островных дугах (РРґР·Сѓ-Бонинской, Марианской, РўРѕРЅРіР°) Рё некоторых РґСЂСѓРіРёС… районах. Р’ последнее время появилось РјРЅРѕРіРѕ публикаций РѕР± обнаружении лав бонинитовой серии, РІ том числе совместно СЃ коматиитами, РІ архейских зеленокаменных поясах [16, 30, 34]. Возраст наиболее древних бонинитов достигает 2,8-2,9 млрд. лет. Если это так, то РІ архее Рё протерозое магмы бонинитового типа были гораздо более распространены, чем РІ более позднее время. РќР° СЂРёСЃ. 1 приведена предварительная качественная оценка соотношения бонинитовых Рё офиолитовых комплексов РІ геологической истории Земли. РџСЂРё составлении графика принималась точка зрения, что, океаническая РєРѕСЂР° сложена офиолитами толеит-гарцбургитового состава, Р° расслоенные интрузии Бушвельдского типа образовались РїСЂРё дифференциации бонинитовой магмы. ![]() Р РёСЃ. 1. Соотношение бонинитового Рё офиолитового магматизма РІ геологической истории Земли Древние высокомагнезиальные Рё кремнеземистые лавы очень похожи РїРѕ геохимическим параметрам РЅР° фанерозойские бониниты, что дало основание для предположения Рѕ единстве РёС… механизма образования РЅР° всем протяжении геологической истории. Однако сам механизм образования бонинитовых лав является дискуссионным РІРѕРїСЂРѕСЃРѕРј. Существует РґРІР° основных направления решения проблемы. Представители первого направления, наиболее многочисленные РЅР° сегодняшний день, полагают, что бонинитовые расплавы представляют СЃРѕР±РѕР№ РїСЂРѕРґСѓРєС‚ частичного плавления мантийного перидотита, который является тугоплавким остатком (реститом) после удаления РёР· него базальтовой компоненты [18, 19 Рё РґСЂ.]. Рто главная парадигма, которую пытаются РїРѕ-разному модифицировать для объяснения геохимических аномалий РІ бонинитах. Следует иметь РІ РІРёРґСѓ, что нижние горизонты офиолитов сложены (как полагают РјРЅРѕРіРёРµ исследователи) мантийными реститами, образовавшимися после выплавления океанических базальтов, С‚.Рµ. представляют СЃРѕР±РѕР№ тот самый субстрат, РёР· которого могли Р±С‹ выплавиться бонинитовые магмы. Если эта гипотеза верна, то бониниты Рё офиолиты должны постоянно встречаться совместно. Однако РІ архее бониниты есть, Р° офиолитов нет, поскольку РјРЅРѕРіРёРµ исследователи сходятся РІРѕ мнении, что большая часть офиолитов РјРёСЂР° моложе 1 млрд. лет [15, 23, 24]. Рэтот факт РЅРµ находит своего объяснения РІ рамках первого направления. Сторонники второго направления так же считают бонинитовые расплавы продуктом плавления мантийного вещества, однако, допускают контаминацию расплавом вещества РєРѕСЂС‹ [13, 34]. Причем родоначальный расплав был более магнезиальным Рё менее кремнеземистым, чем бонинитовый. Например, для архейских бонинитов Р·Р° первичный расплав принимается состав коматиита [34]. Р’ этом случае присутствие офиолитов РЅРµ обязательно, геохимические особенности бонинитов зависят РѕС‚ состава привнесенного материала. Ртот процесс вполне вероятен, однако, учитывая объемы бонинитовой магмы РІ архее, трудно себе представить механизм, позволивший родоначальному расплаву полностью ассимилировать гигантские обьемы добавочного материала. Характерным примером РІ этом отношении может быть Бушвельдский массив, который содержит значительные (РґРѕ 20 РєРј) ксенолиты неизмененных вмещающих РїРѕСЂРѕРґ. Несомненно, что без детального исследования геодинамики современной бонинитогенерирующей структуры решение РІРѕРїСЂРѕСЃР° Рѕ происхождении бонинитовых магм невозможно. Р’ настоящее время РЅР° Земле известна только РѕРґРЅР° такая структура - островодужная система РўРѕРЅРіР°. Главной ее особенностью является то, что между РґРІСѓРјСЏ жесткими блоками, образованными отмершими вулканическими хребтами, находится блок “аномальной мантии”, перекрытой тонкой “пленкой” океанической РєРѕСЂС‹. Рменно над этим блоком сосредоточены Р·РѕРЅС‹ современной вулканической деятельности - вулканическая РґСѓРіР° Тофуа Рё Р·РѕРЅР° современного спрединга котловины Лау. Блок аномальной мантии, характеризующийся экстремально высоким поглощением Рё пониженными скоростями сейсмических волн, прослеживается РЅР° глубину РґРѕ 300 РєРј [17]. РќР° глубине СЃ востока РѕРЅ ограничен сейсмофокальной плоскостью, Р° СЃ запада граница РїСЂРѕС…РѕРґРёС‚ РІ первом приближении РїРѕ плоскости, вертикально спроектированной СЃ восточного ограничения хребта Лау. Существование блока аномальной мантии связывается СЃ разогретым астеносферным материалом, Р·Р° счет которого РїСЂРѕРёСЃС…РѕРґРёС‚ образование океанической РєРѕСЂС‹ котловины Лау. Ртот разогретый материал обеспечивает изостатический подъем всех структур островодужной системы РўРѕРЅРіР° РІ среднем РЅР° 2,5 РєРј над прилегающим ложем океана. Анализ материалов РїРѕ геологии островодужной системы РўРѕРЅРіР° подтверждает представления Р”. Карига [26, 27] Рѕ том, что котловина Лау образовалась РІ результате разрыва Рё латерального перемещения РґРІСѓС… вулканических хребтов - Лау Рё РўРѕРЅРіР°. Непосредственной причиной этого процесса является образование блока аномальной (разогретой) мантии, которую РјС‹ сейчас наблюдаем РїРѕ геофизическим данным. Возможная модель геодинамического развития Р·Р° последние 10 млн лет, приведшая Рє появлению современной структуры островодужной системы РўРѕРЅРіР°, представляется следующим образом. Рљ концу позднего миоцена РІ данном районе существовала островодужная система, состоявшая РёР· вулканического хребта, образованного передовым (авулканическим) блоком РўРѕРЅРіР° Рё тыловой (вулканической) РґСѓРіРѕР№ Лау, Рё задуговой Южно-Фиджийской котловиной. Р’ конце миоцена - начале плиоцена РІ результате глубинных процессов РїРѕРґ вулканическим хребтом началось формирование аномальной мантии, что вызвало его изостатическое поднятие Рё раскол РїРѕ тектонической границе между передовым Рё тыловым блоками, как РїРѕ наиболее ослабленному месту. Обычно этот процесс связывают СЃ поднятием Рє поверхности разогретого астеносферного материала - “мантийного диапира” [26, 27].
Р РёСЃ. 2. Схематическая геодинамическая модель эволюции эпиокеанической островодужной системы Рё место бонинитов РІ ней (РЅР° примере системы РўРѕРЅРіР°) РџРѕРґ воздействием СЃРёР» гравитации Рё разрастания блока “аномальной мантии” хребет Лау стал соскальзывать СЃ образовавшегося поднятия, наваливаясь РЅР° структуры Южно-Фиджийской котловины Рё подминая РёС… РїРѕРґ себя (СЂРёСЃ. 2Р°). Рто движение обеспечивало существование постоянных растягивающих напряжений РІ тылу хребта Лау Рё формирование “древней” части котловины Лау. Ртот же процесс привел Рє вспышке плиоценового островодужного вулканизма РЅР° самом хребте Лау (серия Коробосаго). Первый этап становления современной структуры островодужной системы РўРѕРЅРіР° продолжался, вероятно, РґРѕ конца плиоцена. Р’ конце плиоцена наступила относительная стабилизация тектонического развития Рё прекращение активного вулканизма. Новая вспышка тектонической активности произошла РІ начале голоцена РІ результате подьема РЅРѕРІРѕРіРѕ “мантийного диапира”. Однако теперь пришел РІ движение блок передовой РґСѓРіРё РўРѕРЅРіР°, который стал надвигаться РЅР° Тихоокеанскую плиту. Р’ результате РІ тылу передовой РґСѓРіРё началось образование “молодой” части котловины Лау Рё активизировалась РґСѓРіР° Тофуа. Последняя заложилась РЅР° месте тектонического шва, отделявшего передовую РґСѓРіСѓ РўРѕРЅРіР° РѕС‚ новообразованной котловины Лау. Следует иметь РІ РІРёРґСѓ, что лавы бонинитовой серии были драгированы РІ Р·РѕРЅРµ вулканической РґСѓРіРё Тофуа, С‚.Рµ. РЅР° стыке жесткого блока древней относительно мощной РєРѕСЂС‹ Рё “аномальной мантии”, перекрытой тонкой океанической РєРѕСЂРѕР№ котловины Лау (СЂРёСЃ. 2 Р±, РІ). Как уже говорилось ранее [3], четвертичные вулканиты РґСѓРіРё РўРѕРЅРіР° (Тофуа) так же представляют СЃРѕР±РѕР№ дифференциаты бонинитовой магмы. Подобный механизм формирования островодужных систем Рё миграции вулканических хребтов характерен РЅРµ только для островодужной системы РўРѕРЅРіР°. Анализ геологического строения островных РґСѓРі Рё окраинных морей Меланезии позволил РҐ. Колли Рё Р’. Хиндел [10] сделать заключение, что РІ период СЃ эоцена РґРѕ среднего миоцена РІСЃРµ РѕРЅРё составляли единую островодужную систему, обрамлявшую СЃ северо-востока Австралийский континет. Дальнейшее развитие системы, сопровождавшееся раскрытием новых окраинных бассейнов Рё частичным поглощением старых, Р° так же возникновением молодых островных РґСѓРі, привело Рє расчленению ее РЅР° отдельные фрагменты Рё перемещению РёС… РІ пространстве. Р’ результате РІ современных островодужных системах оказались совмещенными гетерогенные Рё гетерохронные геологические комплексы (островодужные, офиолитовые Рё РїСЂ.), Р° фрагменты единой структуры ранней островной РґСѓРіРё были разобщены РЅР° сотни километров РґСЂСѓРі РѕС‚ РґСЂСѓРіР°. Следует также отметить, что первоначальная островодужная система располагалась гораздо ближе Рє окраине Австралийского континента, чем нынешние, причем процесс “отплывания” островодужного вулканического хребта фиксируется для подавляющего большинства тихоокеанских островодужных систем. Рсключением являются “обращенные” островные РґСѓРіРё (Вануату, Соломонова), которые перемещаются РІ сторону Австралии Р·Р° счет раскрытия Северо-Фиджийской котловины. Рти исключения СЏСЃРЅРѕ указывают, что основная причина возникновения Рё эволюции островодужных систем связана СЃ раскрытием задуговых бассейнов над “мантийными диапирами”. Естественно, сразу же возникает РІРѕРїСЂРѕСЃ Рѕ происхождении Рё составе “мантийного диапира”. РЎ доминирующей точки зрения “мантийный диапир” представляет СЃРѕР±РѕР№ блок вещества глубинных горизонтов мантии, более горячий Рё, соответственно, менее плотный, чем окружающие РїРѕСЂРѕРґС‹. РР·-Р·Р° своей гравитационной неустойчивости “мантийный диапир” всплывает вверх, являясь причиной образования РјРЅРѕРіРёС… геологических структур РІ земной РєРѕСЂРµ. Причины возникновения таких мантийных диапиров неоднократно обсуждались РІ литературе [7, 26, 27, 29, 36 Рё РґСЂ.]. Однако РЅРё РІ РѕРґРЅРѕР№ РёР· опубликованных моделей мантийного диапиризма нет ответа РЅР° ключевой РІРѕРїСЂРѕСЃ: Почему “мантийные диапиры” СЃ такой последовательностью Рё настойчивостью “привязаны” Рє основанию вулканических хребтов островных РґСѓРі? РЎ точки зрения автора ответ может быть РѕРґРёРЅ - ключевой причиной “мантийного диапиризма” Рё магмогенерации РІ островодужных системах является глубинная дегазация Земли. Как уже неоднократно отмечалось РјРЅРѕРіРёРјРё исследователями, сейсмофокальная Р·РѕРЅР° представляет СЃРѕР±РѕР№ идеальный путь для перемещения флюида РёР· глубин мантии РІ верхние горизонты Земли. Рменно этим объясняется сопряженность “мантийного диапиризма” Рё островодужных систем. Поток глубинных флюидов является переносчиком тепла Рё химических элементов, РїСЂРёРІРѕРґРёС‚ Рє магмогенерации Рё разуплотнению РІ верхних горизонтах мантии, Р° так же изменению физико-химических параметров как Р·РѕРЅ магмогенерации, так Рё магматических очагов. Состав родоначальных мантийных магм РІ этом случае должен быть высокомагнезиальным Рё высококремнеземистым, С‚.Рµ. бонинитовым. Главные особенности фанерозойских бонинитов, подтверждающие доминирующую роль флюида РІ петрогенезисе бонинитовых магм заключаются РІ следующем: 1. Основываясь РЅР° химической зональности минералов Рё составе расплавных включений, РІ истории кристаллизации бонинитов можно выделить РјРёРЅРёРјСѓРј РґРІР° этапа, разделенных периодом резкой смены физико-химических условий [3, 5]. РџСЂРё переходе РѕС‚ этапа Рє этапу температура магмы возросла более чем РЅР° 100РѕРЎ, Рё ранние минеральные фазы начали интенсивно растворяться Рё замещаться новыми, более высокотемпературными. Обилие газовых включений РІ минералах свидетельствует Рѕ том, что магма была насыщена флюидом, часть которого была захвачена быстро кристаллизующимися высокотемпературными минералами. РќР° начальных этапах высокотемпературная кристаллизация протекала РїСЂРё пониженной фугитивности кислорода, С‚.Рµ. РІ более восстановительной области. 2. РћР±Р·РѕСЂ литературных данных Рё собственные анализы показывают, что РІ составе флюидной фазы природных бонинитовых расплавов такие кислотные компоненты, как B, F, P, Cl, CO2 РЅРµ играют существенной роли. Как известно РёР· экспериментов Рё термодинамических построений, РёС… участие РІ выплавлении силикатных базит-ультрабазитовых расплавов смещает состав РІ щелочную область, вызывая интенсивное фракционирование расплавов. Р’ бонинитах, равно как Рё РІ океанических Рё островодужных толеитах, наблюдаются РІ небольших количествах сульфиды Fe, Cu, Ni Рё отмечается сульфидно-сульфатная постмагматическая деятельность. Однако это РЅРµ вызывает существенного фракционирования силикатной части расплава, поскольку сера почти полностью отделяется РѕС‚ него РІ результате ликвации. РќР° основании этих данных можно полагать, что основным флюидным компонентом бонинитовых расплавов является РІРѕРґРѕСЂРѕРґ СЃ примесью метана Рё продукты РёС… окисления. Поэтому были выполнены газово-хроматографические анализы различных фаз природных бонинитов. РџРѕ данным анализа РІ состав флюида, захваченного минералами бонинитов, РІС…РѕРґРёС‚ преимущественно РІРѕРґР°. Однако РІ сравнении СЃ составом газовой фазы РґСЂСѓРіРёС… базит-гипербазитовых комплексов, РІ бонинитовом флюиде значительную долю составляют восстановленные газы - H2, CH4, CO (S H2+CH4+CO/S H2O+CO2 - 1,2-5,7 %). Поскольку наиболее флюидонасыщенными являются минералы Рё стекла второго этапа, можно предполагать, что смена условий кристаллизации связана СЃ поступлением РІ магматическую камеру восстановленного (существенно РІРѕРґРѕСЂРѕРґРЅРѕРіРѕ) флюида, окисление которого привело Рє повышению температуры расплава Рё насыщению его РІРѕРґРѕР№. 3. Р’ близповерхностных условиях Р·Р° счет окисления флюида генерируется РІРѕРґР°, значительно понижающая температуру плавления субстрата. Ртим же флюидом переносятся крупноионные литофилы, Р° также буферируется низкая активность кислорода РІ процессе магмогенерации Рё эволюции магмы. Некоторые исследователи [20, 21] РѕР±СЉСЏСЃРЅСЏСЋС‚ влиянием флюида появление геохимических аномалий, таких как высокое (0,7043-0,7048) 87Sr/86Sr отношение РІ бонинитах РўРѕРЅРіР°, относительно постоянное e Nd Рё РїСЂ. Для проверки некоторых РёР· этих положений РІ РРРњ Р РђРќ (РїРѕСЃ. Черноголовка) была проведена серия экспериментов РїРѕ плавлению Рё кристаллизации модельного бонинитового расплава РІ присутствии РІРѕРґРЅРѕРіРѕ Рё РІРѕРґРѕСЂРѕРґРЅРѕРіРѕ флюида (Высоцкий Рё РґСЂ., РІ печати). РџРѕ составу модельный бонинитовый расплав (SiO2 = 55,86 %, TiO2 = 0,50 %, Al2O3 = 10,65 %, Cr2O3 = 1,08 %, FeO = 6.67%, Fe2O3 = 0,94 %, MgO = 17,17 %, CaO = 4,94 %, Na2O = 1,42 %, K2O = 0,76 %) соответствовал родоначальному бонинитовому расплаву, рассчитанному РІ работе [33] Рё расплавным включениям РІ шпинелях природных бонинитов. Рксперименты проводились РїСЂРё взаимодействии расплава СЃ водным, РІРѕРґРЅРѕ-водородным Рё водородным флюидом. Фугитивность кислорода Рё отношения H2/H2O контролировались буферными смесями железо-вюстит Рё вюстит-магнетит, общее Рё флюидное давление составляло 1,2-2 кбар, интервал температур варьировал РѕС‚ 1300 РґРѕ 1000РѕРЎ РІ зависимости РѕС‚ задач опыта. Рзобарическая закалка проводилась после выдерживания расплава РїСЂРё снижении температуры РІ интервале РѕС‚ 50 РґРѕ 300РѕРЎ РІ течение 1-2 часов. Материал для опытов гомогенизировался путем неоднократной переплавки РїСЂРё температуре 1400РѕРЎ. Было проведено семь опытов (табл. 1). Следует отметить, что интерпретация результатов опытов встречает затруднения. Рто обусловлено, прежде всего, тем, что РІРѕРґРѕСЂРѕРґ обладая очень высокой подвижностью определяет кинетику кристаллизации Рё окисления-восстановления расплава. Рто следует РёР· широкой вариации составов кристаллических фаз РІ продуктах РѕРґРЅРѕРіРѕ опыта, среди которых сосуществуют Рё сильно восстановленные Рё достаточно окисленные. Поэтому РјС‹ полагаем, что РЅР° ранней (ликвидусной) стадии отношение H2/H2O буферируется расплавом Рё лишь РЅР° солидусе отмечается действие буфера. Р’ силу указанных причин, результаты экспериментов РјРѕРіСѓС‚ оцениваться РїРѕРєР° как предварительные. РћРЅРё сводятся Рє следующему:
Хромшпинель слагает мелкие (1-10 мкм) кристаллы, зачастую квадратного сечения, и их сростки в обеих зонах. Ортопироксен представлен ромбической разностью, хотя некоторые его зерна гаснут под углами 3-11о. Железистость его колеблется в пределах 7-12 мол. %, Al2O3 - 1-4 % массы, CaO - 0,35-1,5 % массы. Оливин магнезиальный (f = 8-13 мол. %), в опытах с длительным интервалом кристаллизации с нормальной зональностью, а в опытах с водородом - довольно хромистый (содержания Cr2O3 от 0,3 до 0,8 % массы). Таблица 1 Условия эксперимента
Состав стекла зависит от степени раскристаллизации и варьирует в широких пределах - от сильно магнезиального, близкого к первичному, до высококремнеземистого и глиноземистого в оливиновой зоне. Анализ зон расфокусированным зондом и в режиме сканирования показывает, что они имеют близкий химический состав (53-58 % SiO2, 15-12,5 % MgO), что отвергает возможность ликвации расплава. Учитывая предыдущие опыты по плавлению бонинитов [35, 37, 38] и аномальную проницаемость силикатных расплавов для водорода при высоких температурах, можно предполагать, что ортопироксеновая фаза является “закалочной”, соответствующей максимальному (неравновесному с буфером) PH2, а оливиновая - солидусной (водной), соответствующей PH2О буферного равновесия. В опытах с H2 без буфера появление маломощных оливиновых зон, очевидно, связано с “металлизацией” расплава (присутствием самородного железа) и, как следствие, возрастанием отношения H2O/H2. Таблица 2 Составы характерных минералов экспериментальных образцов |
![]() |
![]()
Окончание таблицы 2
|
![]() |
![]()
На диаграммах (рис. 4-5) отчетливо видно, что при переходе от окислительных условий (опыты 3-7) к восстановительным (опыты 8-9) значительно возрастает содержание хрома в оливине и ортопироксене, железистость при этом вначале снижается, а потом начинает возрастать. При этом содержания Cr2O3 более 0,5 мас. % в оливине и более 1,25 мас. % в пироксене характеризуют область самородного железа. Точные количественные оценки дать сложно ввиду указанных ранее причин. По соотношению хромистости шпинелей и силикатных минералов выявляется корреляция составов в зависимости от температуры и PО2 (рис. 6).
Р РёСЃ. 4. Корреляция содержания С…СЂРѕРјР° СЃ железистостью Рё степенью восстановленности флюида РІ оливине Р РёСЃ. 5. Корреляция содержания С…СЂРѕРјР° СЃ железистостью Рё степенью восстановленности флюида РІ ортопироксене Р РёСЃ. 6. Соотношение хромистости РІ шпинелях Рё сосуществующих ортопироксенах Стрелками показаны направления изменения составов РїСЂРё изменении фугитивности кислорода Рё температуры. Последняя РїРѕ зональным шпинелям РёР· природных бонинитов Сахалина Рё РґСѓРіРё РўРѕРЅРіР° (16-26/2), РѕС‚ СЏРґСЂР° Рє краю Например, РїСЂРё постоянной температуре уменьшение фугитивности кислорода РїСЂРёРІРѕРґРёС‚ Рє увеличению хромистости силикатов Рё падению хромистости шпинелей. Р’ то же время, СЂРѕСЃС‚ температуры РїСЂРё постоянной фугитивности кислорода РїСЂРёРІРѕРґРёС‚ Рє росту хромистости как силикатов, так Рё шпинелей. Р’ некоторых природных бонинитовых комплексах зональность РІ шпинелях прекрасно иллюстрирует это положение (СЃРј. СЂРёСЃ. 6). Р’ экспериментальных шпинелях СЃ ростом PРћ2 резко возрастает РёС… окисленность РїСЂРё незначительном повышении хромистости (СЂРёСЃ. 7). РџСЂРё этом почти РІРѕ всех опытах присутствуют зерна РґРІСѓС… составов - магнезиальные восстановленные Рё железистые окисленные. Первые, вероятно, являются субликвидусными, РѕРЅРё кристаллизовались РїРѕРґ влиянием РІРѕРґРѕСЂРѕРґРЅРѕРіРѕ флюида. Вторые - субсолидусные, кристаллизовались РїСЂРё соответствующей PH2Рћ буферного равновесия. Ркспериментальные шпинели накладываются РЅР° поле шпинелей природных бонинитов, Р° тренд изменения состава зональных шпинелей РІ последних указывает РЅР° уменьшение фугитивности кислорода РІ процессе кристаллизации, С‚. Рµ. РЅР° влияние восстановленного флюида.
Рис 7. Соотношение хромистости и окисленности в экспериментальных и природных шпинелях бонинитов Стрелками в поле бонинитов показаны интервалы и направления изменения состава природных зональных шпинелей от ядра к краю. S401 - изменение состава шпинелей из толеитовых базальтов в экспериментах Roeder, Reynolds [31] Хотя эти данные могут рассматриваться, как предварительные, они показывают, что магнезиальные расплавы под влиянием окисления водородного флюида могут разделяться на две составляющие - существенно оливиновую (водную) и существенно ортопироксеновую (водородную). Подобным разделением первичного расплава можно объяснить сонахождение в одних структурах архейских коматиитов и бонинитов, общность их геохимических свойств, а также появление ортопироксеновых прослоев в ультраосновных интрузивах. Более детально эти вопросы будут рассмотрены после завершения экспериментов и полной обработки данных. Анализ данных по современным бонинитам показывает, что в островодужных системах они появляются на контакте передовой тектонической дуги и раскрывающегося задугового бассейна. Появление бонинитовых магм инициируется подтоком мантийного восстановленного флюида, взаимодействием его с мантийным веществом и корой тектонической дуги. Парагенетическая связь бонинитов с офиолитами указывает на то, что последние являются необходимым компонентом для возникновения фанерозойских бонинитовых магм. Таким образом, проведенные исследования показали: 1. Среди офиолитовых ассоциаций островодужных систем Тихого океана присутствуют три группы - океанические, окраинно-морские, островодужные. Океанические офиолиты являются реликтами древней океанической коры в фундаменте эпиокеанических островных дуг и отчлененных впадин окраинных морей. Окраинно-морские офиолиты слагают неофундамент новообразованных задуговых и междуговых впадин островодужных систем. Офиолиты данной группы сформировались одновременно со становлением и развитием этих впадин. Островодужные офиолиты формируются в процессе становления и развития эпиокеанических островных дуг и неизвестны в эпиконтинентальных дугах. 2. Выделенные типы офиолитов различаются по набору пород, их минералогии, геохимии и условиям образования. Океанические и окраинно-морские офиолиты, как правило, состоят из ассоциации пород, в которой основную роль играют базальты (океанические толеиты) - габбро - троктолиты - гарцбургиты. Они формировались из магмы, недосыщенной кремнекислотой. Океанические офиолиты образовались в относительно “сухих” (H2 + CH4) условиях, тогда как окраинно-морские сформированы из магм, насыщенных водосодержащим флюидом, о чем свидетельствует присутствие магматического титанистого амфибола (керсутита). Бонинит-офиолитовые ассоциации сложены эффузивами бонинитовой серии - габбро-норитами - ортопироксенитами - гарцбургитами. Они формировались из высокотемпературной магмы, насыщенной кремнекислотой и флюидом. 3. Первопричиной различия офиолитов срединно-океанических хребтов (океанических) и офиолитов задуговых бассейнов является то, что первые кристаллизуются из “сухих” магм, а вторые - из более водонасыщенных. Присутствие водосодержащего (или водогенерирующего) флюида в магмах островодужных систем может быть решающим фактором в дивергенции геохимических признаков формирующихся пород, даже если они образуются в близких тектонических обстановках из однотипных магм. 4. Бонинитовые магмы возникают в результате взаимодействия мантийного материала с фундаментом (офиолитами) эпиокеанических островных дуг в условиях повышенного подтока восстановленного флюида (метано-водородные потоки). Окисление восстановленного флюида в магматической камере оказывает значительное влияние на процесс кристаллизации магмы и состав кристаллизующихся минералов. 5. Обилие бонинитовывх расплавов в докембрии, очевидно, объясняется более восстановленным режимом Земли на ранних стадиях ее эволюции. 6. Кристаллизация бонинитовых магм в коровых условиях может приводить к появлению расслоенных массивов, являющихся вмещающими породами для крупных месторождений ценных металлов (хрома, платиноидов и т.д.). Поэтому наличие эффузивов бонинитовой серии является важным критерием для поисков месторождений этих металлов. Одним из наиболее перспективных районов в этом отношении является восточный Сахалин. Литература
№ 12. С. 29-35. << На главную |