УДК 552.3 + 551.242.2](265)

С.В. Высоцкий, С.C. Щека, Т. Тсуджимори*

*Университет Каназава (Япония)

Одной из важных проблем современной геологии является создание геодинамической модели, наиболее рационально объясняющей природу магматической активности островных дуг. Генезис и эволюция островодужных систем всегда вызывали острые дискуссии. С одной стороны это связано с тем, что без знания закономерностей их возникновения и эволюции невозможно решить фундаментальную проблему направленности развития земной коры и определить геологическую природу зоны перехода континент - океан. С другой стороны, эти структуры привлекают внимание приуроченностью к ним месторождений нефти и газа, меди, полиметаллов и ряда других полезных ископаемых.

По типу фундамента островодужные системы делятся на энсиалические и энсиматические [14]. Обычно к энсиматическим относятся те, для которых установлено или предполагается преимущественное развитие в основании (фундаменте) мафических пород (различных ультрабазитов, габброидов, базальтов, основных кристаллосланцев и т. п.). Согласно современным представлениям, островодужная система, заложившаяся на океанической коре (эпиокеаническая), является энсиматической, в отличие от энсиалических островодужных систем, формировавшихся на континентальной коре.

Важную роль в строении коры энсиматических островодужных систем играют офиолитовые ассоциации, которые многими исследователями считаются реликтами океанической коры [6, 9, 11, 12 и др.]. Однако исследования последних лет, преимущественно на примере континентальных областей, показали большое разнообразие типов офиолитов, причем образование большинства из них связывается не с обстановкой открытых частей океана, а с различными тектоническими обстановками островодужных систем.

Анализ основных гипотез генезиса офиолитов показывает, что, не смотря на кажущееся многообразие предлагаемых различными исследователями схем, общим положением для всех моделей является формирование офиолитов в условиях растяжения. Геодинамическая модель офиолитогенеза в современных срединно-океанических хребтах в настоящее время более или менее общеизвестна. Аналогичная геодинамическая модель предложена и для спрединговых зон котловин окраинных морей, разработанная на примере котловины Лау островодужной системы Тонга [25, 28]. Следует отметить, что в основе этой модели лежит представление о подъеме к поверхности “горячего” мантийного материала (мантийного диапира), из которого магма частично поступает на поверхность, а частично образует интрузивные и субвулканические тела, формируя новообразованную кору океанического типа.

Однако среди офиолитов континентов широким распространением пользуются ассоциации, принципиально похожие на океанические, но отличающиеся в деталях. Например, среди них присутствуют относительно дифференцированные ассоциации, содержащие среди вулканитов кислые разности (кератофиры), а в интрузивных комплексах - позднюю плагиогранитную фазу (офиолиты Урала, Корякии и др.). Пока только на континентах обнаружены высокобарные офиолитовые ассоциации [4]. Несмотря на довольно большой объем геологических исследований ультрабазитов океанов, в них не обнаружено сколько-нибудь значимых скоплений хромитов, месторождения которых довольно обычны для офиолитов континентальных областей.

Вполне вероятно, что эти особенности связаны с образованием части офиолитовых ассоциаций в тектонических обстановках, отличающихся от спрединговых зон океанов и задуговых бассейнов. Возможно, они генерировались в рифтах, закладывавшихся на мощной континентальной или субконтинентальной коре, как полагают некоторые исследователи [2]. Одним из оснований для подобных взглядов является современное залегание офиолитов на блоках древней континентальной коры, что возможно в случае их обдукции на прилегающий континент в результате изменения тектонического режима.

Подобные современные рифтогенные структуры известны в некоторых районах мира (например, Красноморский и Калифорнийский рифты, Японское море, Марианский трог), однако глубинные горизонты коры в них недоступны для исследования. Магматические образования, наблюдающиеся в настоящее время в осевых частях зон спрединга на континентальной коре (преимущественно базальты), практически не отличаются по геохимическим, минералогическим и петрологическим особенностям от аналогичных образований океана или развитых задуговых котловин. Отличия в составе вулканитов при раскалывании достаточно мощной коры фиксируются только на начальных этапах развития процесса, когда происходит ее деструкция. Например, в Марианском троге на начальном этапе его формирования наблюдается переслаивание островодужных и океанических толеитов, а в Красноморском рифте процесс начинался с излияния щелочных основных и кислых лав [1, 39] и завершался излияниями океанических толеитов. Для Японского моря фиксируется антидромный характер магматизма, начинающийся с излияния пород известково-щелочной серии с большим количеством кислых дифференциатов, которые в дальнейшем сменялись базальтами повышенной щелочности [13]. Вполне вероятно, что офиолиты, образующиеся на этом этапе, будут отличаться от более поздних ассоциаций, например, большей степенью дифференцированности, более высокими P/T параметрами кристаллизации и т.п.

Проблема идентификации тектонических обстановок образования таких “аномальных” офиолитовых ассоциаций чрезвычайно важна и требует своего решения. Одной из таких ассоциаций, имеющей современные и древние аналоги, является бонинит-офиолитовая ассоциация.

В современных условиях бонинит-офиолитовая ассоциация известна только в эпиокеанических островных дугах. Ни в каких других современных тектонических обстановках бонинит-офиолитовая ассоциация пока не обнаружена, хотя магматические комплексы, образовавшиеся из бонинитовой магмы известны с глубокого докембрия. Характерной ее особенностью является присутствие ультраосновных расслоенных массивов существенно ортопироксенового состава в основании и плагиогранитов (тоналитов, трондъемитов) в верхней части разреза и наличие дифференцированной бонинитовой серии вулканитов и даек.

Одним из древнейших комплексов, кристаллизовавшихся из бонинитовой магмы, считается Бушвельдский расслоенный массив [22, 32]. Более молодые бонинит-офиолитовые ассоциации известны в Восточных Саянах [8], в Средиземноморье (Троодос), на Сахалине [5], в современных островных дугах (Идзу-Бонинской, Марианской, Тонга) и некоторых других районах. В последнее время появилось много публикаций об обнаружении лав бонинитовой серии, в том числе совместно с коматиитами, в архейских зеленокаменных поясах [16, 30, 34].

Возраст наиболее древних бонинитов достигает 2,8-2,9 млрд. лет. Если это так, то в архее и протерозое магмы бонинитового типа были гораздо более распространены, чем в более позднее время. На рис. 1 приведена предварительная качественная оценка соотношения бонинитовых и офиолитовых комплексов в геологической истории Земли. При составлении графика принималась точка зрения, что, океаническая кора сложена офиолитами толеит-гарцбургитового состава, а расслоенные интрузии Бушвельдского типа образовались при дифференциации бонинитовой магмы.

Древние высокомагнезиальные и кремнеземистые лавы очень похожи по геохимическим параметрам на фанерозойские бониниты, что дало основание для предположения о единстве их механизма образования на всем протяжении геологической истории. Однако сам механизм образования бонинитовых лав является дискуссионным вопросом. Существует два основных направления решения проблемы. Представители первого направления, наиболее многочисленные на сегодняшний день, полагают, что бонинитовые расплавы представляют собой продукт частичного плавления мантийного перидотита, который является тугоплавким остатком (реститом) после удаления из него базальтовой компоненты [18, 19 и др.]. Это главная парадигма, которую пытаются по-разному модифицировать для объяснения геохимических аномалий в бонинитах. Следует иметь в виду, что нижние горизонты офиолитов сложены (как полагают многие исследователи) мантийными реститами, образовавшимися после выплавления океанических базальтов, т.е. представляют собой тот самый субстрат, из которого могли бы выплавиться бонинитовые магмы. Если эта гипотеза верна, то бониниты и офиолиты должны постоянно встречаться совместно. Однако в архее бониниты есть, а офиолитов нет, поскольку многие исследователи сходятся во мнении, что большая часть офиолитов мира моложе 1 млрд. лет [15, 23, 24]. И этот факт не находит своего объяснения в рамках первого направления.

Сторонники второго направления так же считают бонинитовые расплавы продуктом плавления мантийного вещества, однако, допускают контаминацию расплавом вещества коры [13, 34]. Причем родоначальный расплав был более магнезиальным и менее кремнеземистым, чем бонинитовый. Например, для архейских бонинитов за первичный расплав принимается состав коматиита [34]. В этом случае присутствие офиолитов не обязательно, геохимические особенности бонинитов зависят от состава привнесенного материала. Этот процесс вполне вероятен, однако, учитывая объемы бонинитовой магмы в архее, трудно себе представить механизм, позволивший родоначальному расплаву полностью ассимилировать гигантские обьемы добавочного материала. Характерным примером в этом отношении может быть Бушвельдский массив, который содержит значительные (до 20 км) ксенолиты неизмененных вмещающих пород.

Несомненно, что без детального исследования геодинамики современной бонинитогенерирующей структуры решение вопроса о происхождении бонинитовых магм невозможно. В настоящее время на Земле известна только одна такая структура - островодужная система Тонга. Главной ее особенностью является то, что между двумя жесткими блоками, образованными отмершими вулканическими хребтами, находится блок “аномальной мантии”, перекрытой тонкой “пленкой” океанической коры. Именно над этим блоком сосредоточены зоны современной вулканической деятельности - вулканическая дуга Тофуа и зона современного спрединга котловины Лау. Блок аномальной мантии, характеризующийся экстремально высоким поглощением и пониженными скоростями сейсмических волн, прослеживается на глубину до 300 км [17]. На глубине с востока он ограничен сейсмофокальной плоскостью, а с запада граница проходит в первом приближении по плоскости, вертикально спроектированной с восточного ограничения хребта Лау. Существование блока аномальной мантии связывается с разогретым астеносферным материалом, за счет которого происходит образование океанической коры котловины Лау. Этот разогретый материал обеспечивает изостатический подъем всех структур островодужной системы Тонга в среднем на 2,5 км над прилегающим ложем океана. Анализ материалов по геологии островодужной системы Тонга подтверждает представления Д. Карига [26, 27] о том, что котловина Лау образовалась в результате разрыва и латерального перемещения двух вулканических хребтов - Лау и Тонга. Непосредственной причиной этого процесса является образование блока аномальной (разогретой) мантии, которую мы сейчас наблюдаем по геофизическим данным.

Возможная модель геодинамического развития за последние 10 млн лет, приведшая к появлению современной структуры островодужной системы Тонга, представляется следующим образом.

К концу позднего миоцена в данном районе существовала островодужная система, состоявшая из вулканического хребта, образованного передовым (авулканическим) блоком Тонга и тыловой (вулканической) дугой Лау, и задуговой Южно-Фиджийской котловиной. В конце миоцена - начале плиоцена в результате глубинных процессов под вулканическим хребтом началось формирование аномальной мантии, что вызвало его изостатическое поднятие и раскол по тектонической границе между передовым и тыловым блоками, как по наиболее ослабленному месту. Обычно этот процесс связывают с поднятием к поверхности разогретого астеносферного материала - “мантийного диапира” [26, 27].

Под воздействием сил гравитации и разрастания блока “аномальной мантии” хребет Лау стал соскальзывать с образовавшегося поднятия, наваливаясь на структуры Южно-Фиджийской котловины и подминая их под себя (рис. 2а). Это движение обеспечивало существование постоянных растягивающих напряжений в тылу хребта Лау и формирование “древней” части котловины Лау. Этот же процесс привел к вспышке плиоценового островодужного вулканизма на самом хребте Лау (серия Коробосаго). Первый этап становления современной структуры островодужной системы Тонга продолжался, вероятно, до конца плиоцена. В конце плиоцена наступила относительная стабилизация тектонического развития и прекращение активного вулканизма.

Новая вспышка тектонической активности произошла в начале голоцена в результате подьема нового “мантийного диапира”. Однако теперь пришел в движение блок передовой дуги Тонга, который стал надвигаться на Тихоокеанскую плиту. В результате в тылу передовой дуги началось образование “молодой” части котловины Лау и активизировалась дуга Тофуа. Последняя заложилась на месте тектонического шва, отделявшего передовую дугу Тонга от новообразованной котловины Лау. Следует иметь в виду, что лавы бонинитовой серии были драгированы в зоне вулканической дуги Тофуа, т.е. на стыке жесткого блока древней относительно мощной коры и “аномальной мантии”, перекрытой тонкой океанической корой котловины Лау (рис. 2 б, в). Как уже говорилось ранее [3], четвертичные вулканиты дуги Тонга (Тофуа) так же представляют собой дифференциаты бонинитовой магмы.

Подобный механизм формирования островодужных систем и миграции вулканических хребтов характерен не только для островодужной системы Тонга. Анализ геологического строения островных дуг и окраинных морей Меланезии позволил Х. Колли и В. Хиндел [10] сделать заключение, что в период с эоцена до среднего миоцена все они составляли единую островодужную систему, обрамлявшую с северо-востока Австралийский континет. Дальнейшее развитие системы, сопровождавшееся раскрытием новых окраинных бассейнов и частичным поглощением старых, а так же возникновением молодых островных дуг, привело к расчленению ее на отдельные фрагменты и перемещению их в пространстве. В результате в современных островодужных системах оказались совмещенными гетерогенные и гетерохронные геологические комплексы (островодужные, офиолитовые и пр.), а фрагменты единой структуры ранней островной дуги были разобщены на сотни километров друг от друга. Следует также отметить, что первоначальная островодужная система располагалась гораздо ближе к окраине Австралийского континента, чем нынешние, причем процесс “отплывания” островодужного вулканического хребта фиксируется для подавляющего большинства тихоокеанских островодужных систем. Исключением являются “обращенные” островные дуги (Вануату, Соломонова), которые перемещаются в сторону Австралии за счет раскрытия Северо-Фиджийской котловины. Эти исключения ясно указывают, что основная причина возникновения и эволюции островодужных систем связана с раскрытием задуговых бассейнов над “мантийными диапирами”.

Естественно, сразу же возникает вопрос о происхождении и составе “мантийного диапира”. С доминирующей точки зрения “мантийный диапир” представляет собой блок вещества глубинных горизонтов мантии, более горячий и, соответственно, менее плотный, чем окружающие породы. Из-за своей гравитационной неустойчивости “мантийный диапир” всплывает вверх, являясь причиной образования многих геологических структур в земной коре. Причины возникновения таких мантийных диапиров неоднократно обсуждались в литературе [7, 26, 27, 29, 36 и др.]. Однако ни в одной из опубликованных моделей мантийного диапиризма нет ответа на ключевой вопрос:

С точки зрения автора ответ может быть один - ключевой причиной “мантийного диапиризма” и магмогенерации в островодужных системах является глубинная дегазация Земли. Как уже неоднократно отмечалось многими исследователями, сейсмофокальная зона представляет собой идеальный путь для перемещения флюида из глубин мантии в верхние горизонты Земли. Именно этим объясняется сопряженность “мантийного диапиризма” и островодужных систем. Поток глубинных флюидов является переносчиком тепла и химических элементов, приводит к магмогенерации и разуплотнению в верхних горизонтах мантии, а так же изменению физико-химических параметров как зон магмогенерации, так и магматических очагов. Состав родоначальных мантийных магм в этом случае должен быть высокомагнезиальным и высококремнеземистым, т.е. бонинитовым.

Главные особенности фанерозойских бонинитов, подтверждающие доминирующую роль флюида в петрогенезисе бонинитовых магм заключаются в следующем:

1. Основываясь на химической зональности минералов и составе расплавных включений, в истории кристаллизации бонинитов можно выделить минимум два этапа, разделенных периодом резкой смены физико-химических условий [3, 5]. При переходе от этапа к этапу температура магмы возросла более чем на 100^оС, и ранние минеральные фазы начали интенсивно растворяться и замещаться новыми, более высокотемпературными. Обилие газовых включений в минералах свидетельствует о том, что магма была насыщена флюидом, часть которого была захвачена быстро кристаллизующимися высокотемпературными минералами. На начальных этапах высокотемпературная кристаллизация протекала при пониженной фугитивности кислорода, т.е. в более восстановительной области.

2. Обзор литературных данных и собственные анализы показывают, что в составе флюидной фазы природных бонинитовых расплавов такие кислотные компоненты, как B, F, P, Cl, CO₂ не играют существенной роли. Как известно из экспериментов и термодинамических построений, их участие в выплавлении силикатных базит-ультрабазитовых расплавов смещает состав в щелочную область, вызывая интенсивное фракционирование расплавов. В бонинитах, равно как и в океанических и островодужных толеитах, наблюдаются в небольших количествах сульфиды Fe, Cu, Ni и отмечается сульфидно-сульфатная постмагматическая деятельность. Однако это не вызывает существенного фракционирования силикатной части расплава, поскольку сера почти полностью отделяется от него в результате ликвации. На основании этих данных можно полагать, что основным флюидным компонентом бонинитовых расплавов является водород с примесью метана и продукты их окисления. Поэтому были выполнены газово-хроматографические анализы различных фаз природных бонинитов. По данным анализа в состав флюида, захваченного минералами бонинитов, входит преимущественно вода. Однако в сравнении с составом газовой фазы других базит-гипербазитовых комплексов, в 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 и стекла второго этапа, можно предполагать, что смена условий кристаллизации связана с поступлением в магматическую камеру восстановленного (существенно водородного) флюида, окисление которого привело к повышению температуры расплава и насыщению его водой.

3. В близповерхностных условиях за счет окисления флюида генерируется вода, значительно понижающая температуру плавления субстрата. Этим же флюидом переносятся крупноионные литофилы, а также буферируется низкая активность кислорода в процессе магмогенерации и эволюции магмы. Некоторые исследователи [20, 21] объясняют влиянием флюида появление геохимических аномалий, таких как высокое (0,7043-0,7048) ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отношение в бонинитах Тонга, относительно постоянное e _Nd и пр.

Для проверки некоторых из этих положений в ИЭМ РАН (пос. Черноголовка) была проведена серия экспериментов по плавлению и кристаллизации модельного бонинитового расплава в присутствии водного и водородного флюида (Высоцкий и др., в печати). По 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 в работе [33] и расплавным включениям в шпинелях природных бонинитов. Эксперименты проводились при взаимодействии расплава с водным, водно-водородным и водородным флюидом. Фугитивность кислорода и отношения H₂/H₂O контролировались буферными смесями железо-вюстит и вюстит-магнетит, общее и флюидное давление составляло 1,2-2 кбар, интервал температур варьировал от 1300 до 1000^оС в зависимости от задач опыта. Изобарическая закалка проводилась после выдерживания расплава при снижении температуры в интервале от 50 до 300^оС в течение 1-2 часов. Материал для опытов гомогенизировался путем неоднократной переплавки при температуре 1400^оС. Было проведено семь опытов (табл. 1).

Следует отметить, что интерпретация результатов опытов встречает затруднения. Это обусловлено, прежде всего, тем, что водород обладая очень высокой подвижностью определяет кинетику кристаллизации и окисления-восстановления расплава. Это следует из широкой вариации составов кристаллических фаз в продуктах одного опыта, среди которых сосуществуют и сильно восстановленные и достаточно окисленные. Поэтому мы полагаем, что на ранней (ликвидусной) стадии отношение H₂/H₂O буферируется расплавом и лишь на солидусе отмечается действие буфера.

В силу указанных причин, результаты экспериментов могут оцениваться пока как предварительные. Они сводятся к следующему:

1. Во всех препаратах присутствуют две зоны - существенно ортопироксеновая (“спинифексовая”) и оливиновая (гипидиоморфнозернистая). Контакт зон отчетливый, на границе наблюдается сгущение более крупных кристаллов оливина. Мощность оливиновой зоны и крупность зерен максимальны в опытах с водой и с более длительным интервалом кристаллизации (рис. 3). Стекло преобладает в оливиновой зоне, клинопироксен присутствует в обеих зонах в виде единичных зерен, плагиоклаз не установлен.



Рис. 3. На фотографии модельного препарата видно разделение расплава при кристаллизации на две составляющие - существенно оливиновую (вверху) и существенно ортопироксеновую (внизу). Граница между ними - поверхность раздела между водонасыщенной (оливиновой) и сухой (ортопироксеновой) частями расплава, т.е. фронт окисления водорода. JXA - 8800R, Mg Ka

---

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 3-11^о. 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

№ опыта	Флюид, Робщее	Температурный режим, оС	Буферное равновесие
1	Аргон, 1 атм.	1. Нагрев до 1400 оС, выдержка в течение 1 часа 2. Закалка	Без буфера
2	Аргон, 1 атм.	1. Нагрев до 1400 оС, выдержка в течение 1 часа 2. Закалка	Без буфера
3	H2O, 2 кбар	1. Нагрев до 1250 оС, выдержка в течение 0,5 часа 2. Постепенное снижение температуры от 1250 оС до 1150 оС в течение часа 3. Выдержка в течение 0,5 часа при температуре 1150 оС 4. Постепенное снижение температуры от 1150 оС до 1000 оС в течение часа 5. Изобарическая закалка	Железо - вюстит
4	H2, 1,2 кбар	1. Нагрев до 1300 оС, выдержка в течение 0,5 часа 2. Постепенное снижение температуры от 1300 оС до 1250 оС в течение часа 3. Выдержка в течение 1 часа при температуре 1250 оС 4. Изобарическая закалка	Железо - вюстит
5	H2, 1,2 кбар	1. Нагрев до 1300 оС, выдержка в течение 0,5 часа 2. Постепенное снижение температуры от 1300 оС до 1100 оС в течении двух часов 3. Выдержка в течение 0.5 часа при температуре 1100 оС 4. Изобарическая закалка	Железо - вюстит
6	H2, 1,2 кбар	1. Нагрев до 1300 оС, выдержка в течение 0,5 часа 2. Постепенное снижение температуры от 1300 оС до 1250 оС в течение часа 3. Выдержка в течение 1 часа при температуре 1250 оС 4. Изобарическая закалка	Вюстит - магнетит
7	H2, 1,2 кбар	1. Нагрев до 1300 оС, выдержка в течение 0,5 часа 2. Резкое снижение температуры от 1300 оС до 1250 оС 3. Выдержка в течение 1 часа при температуре 1250 оС 4. Резкое снижение температуры от 1250 оС до 1100 оС 5. Выдержка в течение 1 часа при температуре 1100 оС 6. Изобарическая закалка	Вюстит - магнетит
8	H2, 1,2 кбар	1. Нагрев до 1300 оС, выдержка в течение 0,5 часа 2. Резкое снижение температуры от 1300 оС до 1250 оС 3. Выдержка в течение 1,5 часа при температуре 1250 оС 4. Изобарическая закалка	Без буфера
9	H2, 1,2 кбар	1. Нагрев до 1300 оС, выдержка в течение 0,5 часа 2. Резкое снижение температуры от 1300 оС до 1250 оС 3. Выдержка в течение 1 часа при температуре 1250 оС 4. Резкое снижение температуры от 1250 оС до 1100 оС 5. Выдержка в течение 1 часа при температуре 1100 оС 6. Изобарическая закалка	Без буфера

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) P_H2, а оливиновая - солидусной (водной), соответствующей P_H2О 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.

2. К настоящему времени детально (более 300 анализов) исследованы составы всех силикатных минералов и хромшпинелей (таблица 2). Обработка полученных данных показывает, что наиболее наглядно проявлены корреляции состава с фугитивностью кислорода.

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 P_О2 (рис. 6).

Например, при постоянной температуре уменьшение фугитивности кислорода приводит к увеличению хромистости силикатов и падению хромистости шпинелей. В то же время, рост температуры при постоянной фугитивности кислорода приводит к росту хромистости как силикатов, так и шпинелей. В некоторых природных бонинитовых комплексах зональность в шпинелях прекрасно иллюстрирует это положение (см. рис. 6).

В экспериментальных шпинелях с ростом P_О2 резко возрастает их окисленность при незначительном повышении хромистости (рис. 7). При этом почти во всех опытах присутствуют зерна двух составов - магнезиальные восстановленные и железистые окисленные. Первые, вероятно, являются субликвидусными, они кристаллизовались под влиянием водородного флюида. Вторые - субсолидусные, кристаллизовались при соответствующей P_H2О буферного равновесия. Экспериментальные шпинели накладываются на поле шпинелей природных бонинитов, а тренд изменения состава зональных шпинелей в последних указывает на уменьшение фугитивности кислорода в процессе кристаллизации, т. е. на влияние восстановленного флюида.

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.

1. Альмухамедов А. И., Кашинцев Г. Л., Матвеенков В. В. Эволюция базальтового вулканизма Красноморского региона. Новосибирск: Наука, 1985. 192 с.
2. Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения. М.: Наука, 1984. 504 с.
3. Высоцкий С.В. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 196 с.
4. Высоцкий С.В., Оковитый В.Н. Офиолиты северного Приморья: петрология ультрабазит-габбровой ассоциации // Тихоокеанская геология. 1990. № 5. С. 76-87.
5. Высоцкий С.В., Говоров Г.И., Кемкин И.В., Сапин В.И. Бонинит-офиолитовая ассоциация Восточного Сахалина: геология и некоторые особенности петрогенезиса // Тихоокеанская геология. 1998. Т. 17, № 6. С. 3-15.
6. Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980. 261 с.
7. Добрецов Н. Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука, 1980. 200 с.
8. Добрецов Н. Л. Конников Э. Г., Скляров Е. В., Медведев В. Н. Марианит-бонинитовая серия и эволюция офиолитового магматизма Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1986.

№ 12. С. 29-35.

9. Книппер А. Л. Океаническая кора в структуре Альпийской складчатой области (юг Европы, западная часть Азии и Куба) // М.: Наука, 1975. 243 с. (Труды ГИН АН СССР. Вып. 267.)
10. Колли Х., Хиндл В. Х. Вулканотектоническая эволюция архипелага Фиджи и окружающих окраинных бассейнов // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 256-274.
11. Колман Р. Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 262 с.
12. Пущин И. К. Экспедиция к желобу Тонга // Природа. 1983. № 9. С. 25-27.
13. Фролова Т.И., Бурикова И.А., Гущин А.В. и др. Происхождение вулканических серий островных дуг. М.: Недра, 1985. 275 с.
14. Шульдинер В. И., Высоцкий С. В., Ханчук А. И. Фундамент Тихоокеанских активных окраин. М.: Наука, 1987. 208 с.
15. Abbate E., Bortolotti V., Passerini P., Principi G. The rhythm of Phanerozoic ophiolites // Ofioliti, 1985. V. 10. P. 109-138.
16. Arndt N. T., Jenner G. A. Crustally contaminated komatiites and basalts from Kambalda, Western Australia // Chem. Geol. 1986. V. 56. P. 55-229.
17. Barazangi M., Pennington W., Isacks B. Global Study of Seismic Wave attenuation in the Upper Mantle behind Island arcs using P Waves. J. G. R. 1975. V. 80, N 8. P. 1079-1092.
18. Boninites / Ed.: A.J. Crawford. Unwin Hyman, London, 1989. 465 p.
19. Crawford A. J., Beccaluva L., Serri G. Tectono-magmatic evolution of the West Philippine-Mariana region and the origin boninites // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. V. 54. P. 56-346.
20. Falloon, T.J., Green D.H., McCulloch M.T. Petrogenesis of high-Mg and associated lavas from the North Tonga Trench // Boninites / Ed.: A.J. Crawford. Unwin Hyman, London, 1989. P. 357-395.
21. Green, D.H., Falloon, T.J., Taylor W. R. Mantle derived magmas - role of variable sourse peridotite and variable C-H-O fluid composition // Magmatic processes: phisico-chemical principles / Ed. B. O. Mysen, Geochem. Soc. Spec. Publ. 1987. № 1. P. 54-139.
22. Hatton C. J., Sharpe M. R. Significance and origin of boninite-like rocks associated with the Bushveld Complex // Boninites /Ed.: A.J. Crawford. Unwin Hyman, London. 1989. P. 174-207.
23. Ishivatari A. Time-space distribution and petrologic diversity of Japanese ophiolites // Ophiolite genesis and evolution oceanic Lithosphere. Kluwer Acad. Publ. 1991. P. 723-743.
24. Ishivatari A. Circum-Pacific Phanerozoic multiple ophiolite belts // Circum-Pacific Ophiolites: Proceedings of the Ophiolite Symposium of the 29th International Geological Congress, Kyoto 1992 / A. Ishiwatari, J.G. Malpas, & H. Ishizuka (editors).VSP Publishers. 1994. P. 7-28.
25. Jenner G.A., Cawood P.A., Rartenschlein M., White W.M. Composition of back-arc basin volcanics, Valu Fa ridge, Lau basin: evidence for a slab-derived component in their mantle source // J. Volcanol. Geothermal. Res. 1987. V. 32. P. 209-222.
26. Karig D. E. Ridges and Basins of the Tonga - Kermadec Island Arc System // J. Geophys. Res. 1970. V. 75, N 2. P. 239-254.
27. Karig D. E. Structural history of the Mariana Island are system // Bull. Geol. Soc. Amer. 1971. V. 42. P. 323-344.
28. Morton, J.L., Sleep, N.H. Seismic Reflections from a Lau Basin Magma Chamber: Geology and Offshore Resources of Pacific Island Arcs - Tonga Region // Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resourses / Scholl, D.V., and Vallier, T.L. (editors). Earth Science Series. Houston. 1985. V. 2. P. 441-453.
29. Packham G. H., Falvey D. A. An hypothesis for the formation of marginal seas in the western Pacific // Tectonophysics. 1971. V. 11. P. 79-109.
30. Redman B. A., Keays R. R. Archaean basic volcanism in the Eastern Goldfields Province, Yilgarn Block, Western Australia // Precambrian Res. 1985. V. 30. P. 52-113.
31. Roeder, P.L., Reynolds, I. Cristallisation of chromite and chromium solubility in basaltic melts // J. Petrol. 1991. V. 32. P. 909-934.
32. Sharpe M. R., Hulbert I. J. Ultramafic sills beneath the eastern Bushveld Complex: mobilised suspension of early lower zone cumulates in a parental magma with boninitic affinities // Economic Geology. 1985. V. 80. P. 71-849.
33. Sobolev A.V., Danyushevsky L.V., Petrology and Geochemistry of Boninites from the North Termination of the Tonga Trench: Constraints on the Generation Conditions of Primary High-Ca Boninite Magmas // J. Petrology. 1994. V. 35, N 5. P. 1183-1211.
34. Sun S.S., Nesbitt R.W., McCulloch M. T. Geochemistry and petrogenesis of Archean and early Proterozoic sileceous high-magnesian basalts // Boninites / Ed.: A.J. Crawford. Unwin Hyman, London. 1989. P. 148-173.
35. Tatsumi Y., Origin of high magnesian andesites in the Setouchi volkanic belt, southwest Japan, II. Melting phase relations at high pressures // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 60. P. 17-305.
36. Toksoz M. N., Bird P. Formation and evolution of marginal basins and continental plateaux // Island Arcs, Deep Sea Trenches, and Back Arc Basins / Talwani M., Pitman W. C. (editors). Washington, DC. 1977. P. 379-393.
37. Umino S., Kushiro I., Experimental studies on boninite petrogenesis // Boninites / Ed.: A.J. Crawford. Unwin Hyman, London. 1989. P. 89-111.
38. Van der Laan S.R., Flower M.F.J., Koster van Groos A.F. Experimental evidence for the origin of boninites: near-liquidus phase relations to 7,5 kbar // Boninites / Ed.: A.J. Crawford. Unwin Hyman, London. 1989. P. 112-147.
39. Volpe A.M., Macdougall J. D., Hawkins J. W., Mariana Trough basalts (MTB): trace element and Sr-Nd isotopic evidence for mixing between MORB-like end Arc-like melts // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 82. P. 241-254.