Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическое строение юго-восточной части Восточного Саяна 7
1.1. История геологической изученности юго-восточного Саяна 8
1.2. Основные черты геологии юго-восточного Саяна 12
1.3. Основные формационные комплексы 14
1.3.1. Формации докембрийского микроконтинента 14
1.3.2. Офиолитовая формация 16
1.3.3. Формации Ильчирской структуры 19
1.3.4. Формации Окинской структуры 22
1.3.5. Формации Сархойской палеоостровной дуги 28
1.3.б.Формации Боксонской структуры 31
1.3.7. Формации пестроцветных молассоидных отложений 35
Глава 2. Состав и геологическое строение офиолитового покрова 36
2.1. Ильчирский и Оспинский «массивы» 37
2.2. Харанурский «массив» 40
2.3. Улзытинский «массив» 42
2.4. Дунжугурский «массив» 46
2.5. Строение офиолитового покрова 52
Глава 3. Петрология офиолитов юго-восточного Саяна 62
3.1. Реститовый ультрабазитовый комплекс 64
3.2. Кумулятивный комплекс 65
3.3 Габброидный комплекс 69
3.4 Дайковый комплекс 87
3.5 Вулканический комплекс 97
3.6 Силловый комплекс 101
Глава 4. Марианит-бонинитовая серия в офиолитах Восточного Саяна 118
4.1. Марианит-бонинитовая серия: базовые понятия и распространенность 118
4.2. Геология и петрология бонинит-марианитовой серии в Восточном Саяне 120
4.3. Геодинамические проблемы генезиса бонинитов 132
Заключение 143
Литература 150
- Формации Окинской структуры
- Строение офиолитового покрова
- Дайковый комплекс
- Геодинамические проблемы генезиса бонинитов
Формации Окинской структуры
Выходы пород окинской серии, которые интерпретируются как комплекс аккреционной призмы (Кузмичев, 2004), окаймляют с севера и запада древний континентальный блок восточной зоны Тувино-Монгольского массива. В ряду позднебайкальских структур пояс занимает вполне определенную структурную позицию, располагаясь между активной континентальной окраиной и Шишхидской островной дугой (Кузьмичев, 2004). Природа и внутреннее строение данной структуры является предметом дискуссий. По мнению В.Д.Титова, А.М.Рогачева, Ю.П. Катюхи и др. (Катюха, Рогачев, 1983, Рощектаев и др., 1983) Окинская структура представляет собой единую синформу, основной объем которой выполнен стратиграфически непрерывным разрезом, в составе которой выделяются три основные толщи снизу вверх:
1) пестроцветная вулканогенно-осадочная (пестроцветные терригенные породы с линзами туффитов);
2) эффузивно-осадочная (зеленые сланцы, эффузивы и туфы основного и среднего состава, туффиты и терригенные породы);
3) флишоидная (ритмичнослоистые терригенные породы).
Предполагалось (Рощектаев и др., 1983), что на месте Окинской структуры располагался древний осадочный бассейн, в котором прослеживается непрерывный процесс седиментогенеза от венда до нижнего девона. По мнению Н.Л.Добрецова, Е.В.Склярова и А.А.Постникова (Добрецов, 1985, Геология ..., 1988, Геология ..., 1989) Окинская структура является сложной складчато-чешуйчатой зоной, в разрезе которой указанные выше толщи представляются в виде отдельных тектонических пластин. Но эти толщи имеют обратную последовательность. Нижняя толща соответствует флишоидной и рассматривается как автохтон. Средняя толща, является аналогом эффузивно-осадочной, представляет собой тектонический покров, сложенный офиолитами, вулканитами основного и среднего состава и ассоциирующими породами. В эту толщу входят метаморфические породы глаукафанзеленосланцевой фации. И, наконец, верхняя толща, соответствует пестроцветной и частично эффузивно-осадочной толщам стратиграфической схемы Окинской экспедиции, либо интерпретируется как олистострома, сформировавшаяся в подошве боксонского покрова (Геология ..., 1988, Добрецов, 1985), либо рассматривается как неоавтохтон и сопоставляется с девонскими молассами (Геология ..., 1989).
Наиболее разумным и обоснованным объяснением особенностей Окинской структуры является ее отнесение к аккреционной призме позднедокембрийского возраста (Кузмичев, 2004). По мнению А.Б. Кузьмичева (2004) разрез Окинской структуры представляет собой тектоническое месиво, состоящее из пород, формировавшихся в разной обстановке и по комплексу признаков может быть интерпретирована как комплекс аккреционной призмы. Структура большинства аккреционных призм нарушена надвигами, многократно сдваивающими разрез. Одним из наиболее изученных является меловой блок Миямо (п-ов Кии) в поясе Шиманто (Hashimoto, Kimura, 1999). Этот блок имеет чешуйчато-надвиговую структуру с однотипным строением каждой чешуи: в основании надвиговых пластин лежат океанические базальты, перекрытые пелагическими осадками. Основной объем комплекса сложен турбидитами.
Разрез Окинской серии представленный А.Б.Кузьмичевым (2004) также представлен тремя толщами (снизу вверх): 1) вулконогенная толща с фрагментами океанической коры в основании, 2) флишоидная толща, 3) пестроцветная толща включающая карбонатную олистострому. Независимо от подхода к решению вопроса о характере и происхождения разреза окинской серии представляется необходимым кратко охарактеризовать основные формации выделяемые в составе данной формационной группы.
Вулканогенная толща.
На большей части Окинской серии эта толща сложена преимущественно зелеными сланцами основного и среднего состава, которые возможно образовались по лавам, туфам. Местами наблюдаются постепенные переходы от метабазитовых сланцев к зеленовато-серым метаосадочным алевролитам. В бассейне правых притоков р. Тустук (северное крыло Окинской структуры) в качестве вулканогенной толщи описаны зеленые породы сложенные преимущественно кислой вулканокластикой. Здесь же наблюдается горизонт насыщенный силами диабазов и габбро-диабазов и присутствуют чешуи серпентинитов. Это метаморфизованные в низкой степени зеленосланцевой фации породы, представленные пестроцветными аргиллитами и алевролитами, яшмами и ассоциирующими с ними известняками с прослоями черных углестых алевролитов. В южном крыле вулканогенная толща сложена массивными обломочными породами грауваккового состава с большей долей вулканогенного материала, встречаются также вулканомиктовые песчаники, гравелиты и конгломераты, представляющие собой переотложенные туфы кислого или смешанного состава. Присутствуют также зеленые сланцы, имеющие более кислый состав, чем одноименные сланцы южной части. Менее распространены зеленые, в разной степени рассланцованные туфограувакки и туфиты, содержащие переменное количество обломков сильноизмененных эффузивов среднего - основного состава. В разрезе также присутствуют мутно-зеленоватые кремнистые сланцы, которые возможно перекристаллизовывались по пепловым туфам. Неслоистые и не сортированные конглобрекчии с незакономерной ориентировкой обломков, являются, вероятно, отложениями грязекаменных потоков.
В южном крыле Окинской структуры среди пород вулканогенной толщи Е.В. Скляровым, Н.Л. Добрецовым и А.А. Постниковым при участии автора выделена самостоятельная тектоническая пластина (Геология ...,1989), претерпевшая высокобарический метаморфизм в РТ - условиях глаукофанзеленосланцевой фации (Скляров, Добрецов, 1987). Этот глаукофансланцевый пояс непрерывно протягивается от р. Забит на западе, до верховьев р. Тустук на востоке (Геология ..., 1989), и сложена преимущественно актинолит-хлорит-эпидот-альбитовыми сланцами (Геология ..., 1988, Добрецов и др., 1988). Присутствуют тела метагаббро и пачки фенгит-хлорит-кварц-альбитовых парасланцев. В метабазитах был обнаружен кроссит - Na-амфибол, содержащий значительную долю глаукофанового минерала.
«Пестроцветная» или олистостромовая формация.
Пестроцветная толща окинской структуры тесно связана с вулканогенной толщей и сложена она преимущественно сероцветными терригенными породами. Опорные разрезы детально описаны А.Б. Кузьмичевым (2004) расположенные в бассейне р. Даштаг и в верховьях р. Даялык. По мнению А.Б. Кузьмичева эти разрезы состоят из серии чешуи, и включают в себя 4 пачки.
1. Темно-серые и зеленовато-серые рассланцованные алевролиты и будинированными прослоями буровато-серых песчаников. На разных уровнях прсутствуют горизонты конгломератов, которые представлены двумя типами пород: а) пластинчато-обломочные разности сложены уплощенной галькой аргиллитов и алевролитов, имеющие разные оттенки, иногда встречаются редкие гальки яшм и кварцитовидных песчаников; б) полимиктовые и вулканомиктовые конгломераты с зеленым сланцевым цементом и окатанной галькой. Полимиктовые конгломераты содержат плохо окатанные обломки алевролитов, а также средне и хорошо окатанные гальки массивных пород: фельзитов, кварцевых и плагиоклазовых порфиритов, яшмовидных пород, микродиоритов, микрогранитов, гранофиров, лито-кристаллокластических туфов и песчаников. Мощность пачки достигает 400 м.
2. Горизонт обвально-оползневых сланцево-карбонатных накоплений, переходящих в карбонатные валунные конглобрекчии. В литературных источниках эта пачка описывается как олистострома (Добрецов, 1985). Этот горизонт с северо-востока от истоков р. Барун-Сула на юго-запад выклинивается, замещаясь полимиктовыми песчаниками с обломками карбонатных пород, среди которых присутствуют тонкие прослои светлых кварц-мусковитовых сланцев. Их сменяют обвально-оползневые накопления погруженные в матрикс из серых, зеленых и белесых алевролитов. Иногда наблюдаются переходы от этих пород в конглобрекчии с карбонатно-песчаносланцевым цементом и плохо окатанной галькой и щебнем известняка. Встречаются валунные конгломераты с хорошо окатанными валунами (до 0.5 м) разнообразных известняков и доломитов. В конгломератах изредка встречаются прослои крупнозернистых кварцевых песчаников, линзовидные пласты доломитов мощностью до 20 м. Общая мощность пачки - 70 м.
3. Песчаники желтовато - и буроватосерые, крупнозернистые, реже мелкозернистые, иногда рыхловатые за счет выветривания карбонатных включений, с прослоями, примазками и плавающей галькой темно-серых алевролитов. Отличаются от пород нижней пачки обилием карбонатных обломков и слоистостью. Общая мощность пачки достигает 200 м.
4. Алевролиты пепельно-серые, однородные, с нечетко оформленными прослоями кварцевых мелко-зернистых песчаников. Наблюдается присутствие черных, оливково-серых и буровато-серых карбонат содержащих алевролитов, которые сменяются черными углистыми сланцами с линзами, прослоями и пачками массивных вулканомиктовых песчаников, гравелитов и мелкогалечных конгломератов. Мощность черных сланцев в бассейне р. Хойто-Уре (левый приток р. Сорок) достигает 700 м.
Строение офиолитового покрова
Разрез офиолитов обрамления Гарганской глыбы, составленный на основе сопоставления отдельных детальных участков офиолитовых покровов (см. рис. 1.2), представляется достаточно полным и соответствует классической модели: дунит-гарцбургитовый сетчато-полосчатый комплекс, переходный кумулятивный комплекс; «нижнее» габбро; «верхнее» габбро; комплекс параллельных даек; пиллоу-лавы и пиллоу-брекчии. В обобщенном виде он показан на рисунке 2.6.
Тела дунит-гарцбургитового сетчато-полосчатого комплекса не отличаются от типичных реститов по Р.Г.Колману (1979). Наиболее крупные пластины реститовых гипербазитов присутствуют на Оспинском и Хара-Нурском участках (см. рис. 1.2, 2.2, 2.5) Реже встречаются жилы ортопироксенитов, верлитов и габбро. Кроме того, во время исследований, на этих участках, были выделены регенерированные дуниты.
Регенерированные дуниты - светло-желто-зеленые отчетливо зернистые породы с идиоморфными выделениями полупрозрачного оливина и мелкой сыпью хромшпинелидов. Они встречены в центральной части Оспинского и в северной краевой части покрова в виде отчетливых жильных тел до 20-30 м мощностью среди серпентинизированных дунитов.
Породы кумулятивного комплекса обычно развиты в краевых частях ультрамафитовых пластин и поэтому сильно изменены. Дуниты и перидотиты, как правило, нацело серпентинизированны и распознаются в шлифах только благодаря различию продуктов серпентинизации оливина и пироксена. Пироксен баститизирован и образует более крупные, чем оливин, ойкокристы с включениями его идиоморфных зерен. Типично кумулятивная структура перидотитов отличает их от реститовых гарцбургитов. Плагиоклаз в габбро и анортозитах нацело замещен землистыми агрегатами минералов из группы эпидота, пироксены - уралитовым амфиболом. В некоторых прослоях габбро, видимо, присутствовал ортопироксен, так как наряду с уралитовыми встречаются гомоосевые псевдоморфозы серпентина и тремолита по мафическому минералу.
На Ильчирском и Оспинском (см. рис. 1.2) участках юго-восточной (Ильчирской) ветви офиолитового пояса переходная зона характеризуется ритмически-полосчатым строением и во многом сходна со строением расслоенных гипербазит-базитовых плутонов типа Стиллуотер, Бушвельд и др. На этих участках восстанавливается следующий разрез кумулятивного комплекса: тонкое (1-20 см) ритмическое чередование дунитов и хромититов (мощность 200 м); ритмическое переслаивание (от 20 см до 1 м) перидотитов (верлитов), оливиновых клинопироксенитов, оливиновых габбро, иногда анортозитов (400 - 500 м); ритмическое чередование (от 1 мм до 1 м) габбро, пироксенитов и анортозитов (1200 - 1500 м). В северо-западной ветви пояса, на Харанурском, Улзытинском и Дунжугурском участках (рис. 2.2, 2.3, 2.4) среди кумулятов резко возрастает доля пироксенитов ( главным образом вебстеритов с большими вариациями соотношений клино- и ортопироксена вплоть до мономинеральных клино- или ортопироксенитов), не встречаются анортозиты, кумулятивные дуниты и хромититы. Характерны крупно - и грубозрнистые разновидности пород вплоть до пегматоидных.
Принадлежность этих пород к кумулятам доказывается наличием полосчатого строения, отсутствием «горячих контактов пород различных типов, наличием мономинеральных образований и структур пород типа ойкокристовой в верлитах. Наряду с ритмически-полосчатым строением переходная зона в северо-западной части офиолитового пояса (Харанурский, Улзытинский и Дунжугурский участки) большей частью имеет брекчивидный облик, обусловленный прорыванием кумулятивной серии многочисленными ветвистыми, разнообразной формы и мощности жилами габбро и габбро- пироксенитов. В этом случае кумулятивную текстуру удается наблюдать только в виде отдельных реликтов. В целом породы юго восточной ветви можно считать кумулятивными, а северо-западной реакционно-кумулятивными. Переходную зону сменяют крупнокристаллические до пегматоидного облика оливиноые габбро, габбро и габбро-пироксениты преимущественно диопсид-анортитового состава, которые отнесены к «нижним» габбро.
Верхние амфиболизированные габбро в разрезах северо-западной части рассматриваемого района, более мелкозернистые, массивные, часто с такситовой неравномерно-зернистой текстурой. Из темноцветных минералов в них наряду с пироксеном широко распространена бледно-зеленая роговая обманка. На Ильчирском и Оспинском участках аналогичные породы наращивают разрез верхней (габбро-пироксенит-анортозитовой) части кумулятивного комплекса. Здесь в «верхних габбро» иногда встречаются разновидности, обогащенные титаномагнетитом, жилы габбро-пегматитов, кварцевых биотит-роговообманковых диоритов и диабазовых даек.
Габбро-диабазовый комплекс параллельных даек, в данном районе выделен впервые. В нем установлены три генерации даек и вариации составов от пикритовых базальтов до бонинитов и андезитов (диоритов). В южном поясе наблюдаются единичные дайки диабазов и микрогаббро в пределах распространения габброидов и более редкие дайки пикритового состава в ультраосновных породах. Мощность даек варьирует от 1 до 4 м. В северном поясе на всех участках установлен комплекс параллельных даек аналогичный описанному в офиолитах Троодоса и других районах Средиземноморья, Р.Г.Колман (1979). Такое строение габбро-диабазового комплекса удается уверенно реконструировать лишь на некоторых участках в связи с тем, что при метаморфических изменениях сильно затушевываются внешние различия между дайками близкого диабазового состава. В непрерывном офиолитовом разрезе на Дунжугурском участке (рис. 2.7) наблюдается постепенный контакт между «верхним» габбро и дайковым комплексом. Зона контакта составляет 200 - 300 м. В начале в габброидах появляются маломощные (от 40 см.) иногда достигающие 2 м единичные дайки и неправильные жилы диабазов, затем вверх по разрезу количество даек увеличивается, и, в конечном счете, картируется сплошной рой даек со «скринами», габбро и пироксенитов. Дайки обнаруженные в габброидах представлены черно-зелеными мелкозернистыми амфиболовыми диабазами,, габбро - диабазами, микрогаббро с реликтовыми габбро - диабазовыми структурами. Породы состоят примерно из 60-65% из несколько удлиненных форм полисинтетически сдвойникованного основного плагиоклаза, частично замещенного эпидот-цоизит-хлорит-серицитовым агрегатом. На роговую обманку буровато-зеленого и бледно-зеленого цвета приходится 35-40%. Буровато-зеленая роговая обманка представлена идиоморфными призмочками с гексагональными сечениями в поперечнике размеры, которых варьирует от 0.03 мм до 0,11 мм. Бледно-зеленая роговая обманка образует каемки вокруг кристаллов буровато-зеленой роговой обманки, а также в виде иголочек и шестоватых призм размером от 0.07 до 0.57 мм по длинной оси беспорядочно распределена по всей породе. Изредка в дайках наблюдаются редкие зерна моноклинного пироксена обрастающего и замещающегося каймой из тонких шестоватых индивидов бесцветной роговой обманки. Наибольшее распространение получили ранние дайки с односторонними зонами закалки (до 2 - 3 см мощностью).
Самые ранние дайки, как уже говорилось, представлены массивными амфиболовыми диабазами, габбро-диабазами и микрогаббро с односторонними зонами закалки от темно-зеленого до черно-зеленого цвета. Эти дайки субпараллельны и, судя по характеру зон закалки, их образование происходило в узком временном интервале.
Вторая генерация даек представлена ортопироксеновыми порфиритами, по химическому составу соответствуют типичным марианитам -высокомагнезиальным разностям бонинитовой серии. Хотя эти породы и отнесены к более поздней генерации даек, следует отметить, что здесь полной ясности нет. Во многих случаях наблюдаются отчетливо секущие положения ортопироксеновых порфиритов по отношению к параллельным дайкам, в то же время нередко тела порфиритов не имеют столь ясных отношений и представлены отдельными блоками среди параллельных даек.
Дайковый комплекс
Дайковый комплекс наиболее отчетливо картируется в северо-западной части офиолитового покрова. На Оспинском и Ильчирском участках из-за более высокой степени регионального метаморфизма офиолитов принадлежность метадиабазов и микрогаббро к комплексу параллельных , даек устанавливается главным образом по положению в офиолитовом разрезе и только в редких случаях удается наблюдать контакты контрастных по составу даек. Поэтому при изучении петрографического и петрохимического состава даек в качестве эталонных выбраны Дунжугурский и Улзытинский участки. Как уже отмечалось в главе 2, выделяются три генерации даек, причем две первые относятся к офиолитам и отражают специфику и характер эволюции офиолитов, а третья генерация более поздняя и связана с постофиолитовым этапом магматизма.
Первичными породообразующими минералами в них выступают моноклинный пироксен, роговая обманка, плагиоклаз, ильменит и титаномагнетит, замещаемый сфеном. По составу эти дайки близки к олистолитам диабазов океанического типа (табл. 3.6, обр.2068а). 1 yt
Для этих пород характерны: диабазовая (офитовая), реликтовая габбро- диабазовая, реже порфиритовая структуры. Амфиболовые диабазы, первой генерации сложены преимущественно (58-65%) удлиненными идиоморфными полисинтетически сдвойникованными лейстами основного плагиоклаза, который, как правило, нацело, реже частично сосюритизирован. Амфибол (35-42%)) от бесцветного до бледно-зеленого цвета образует неправильные шестоватые, таблитчатые формы, располагаясь в промежутках между зерен плагиоклаза. Редким исключением являются крупные формы выделения амфибола, в которых присутствуют пойкилитовые включения плагиоклаза. Из вторичных минералов наиболее характерными являются: клиноцоизит, хлорит, альбит, кальцит, эпидот, в единичных случаях биотит буровато-зеленого цвета. Тонко-зернистые агрегаты клиноцоизит-хлорит-кальцит-серицита образуют псевдоморфозы по основному плагиоклазу. Хлорит бледно-зеленого цвета иногда образует крупные чешуйчатые агрегаты, располагающиеся в межзерновом пространстве. Трещины, как правило, залечиваются агрегатами эпидота либо кальцита. Из акцессорных минералов в небольших количествах присутствует рудный - представленный пиритом, реже пирротином. Несомненная особенность химизма параллельных даек - обогащение кремнеземом (Колман, 1979) характеризующиеся кварцевой тенденцией дифференциации (Кузьмин, 1985). Диабазы характеризуются повышенными содержаниями кремнезема, колеблющимися в широких пределах (от 52 до 62%) с максимумом (53 -57%), магния - варьирующих от 2 до 9% с максимумом, попадающим в интервал от 4 до 7.5%, и низкими концентрациями титана. Кроме того, среди основной массы даек с содержаниями калия не превышающими 0.5%, присутствуют дайки с более высокими концентрациями К20, колеблющимися от 1.1 до 2.0% (см. табл. 3.6, рис.3.3.1.) но, несмотря на это, характерной особенностью этих пород является постоянные значения суммы щелочей. На диаграмме AFM фигуративные точки составов параллельных даек занимают поле, промежуточное между толеитовой и известково-щелочной сериями (рис. З.4.1.).
На вариационных диаграммах (рис. 3.4.2.) отчетливо наблюдается тренд уменьшения содержаний кремнезема, титана, суммарного железа с ростом магнезиальное, характерной для известково-щелочных серий.
В то же время по мере увеличения железистости (f) наблюдается увеличение кремнезема, титана, суммарного железа и уменьшения магния. При значительных вариациях кремнезема, среди даек первой генерации отчетливо преобладают породы андезитобазальтового состава.
При описании «верхнего» габбро отмечалась первичная природа повышенной калиевости, и, принимая это во внимание, а также учитывая петрографические наблюдения (отсутствие в породах процессов биотитизации и калишпатизации), диабазы делятся по содержанию окиси калия на две группы, которые отчетливо выражены на диаграмме К20 - Si02 (рис. 3.3.1.). На данной диаграмме видно, что дайки с высокими содержаниями калия более 1%, тяготеют к области распространения известково-щелочных габбро, тогда как дайки с низкими значениями К20 располагаются в области распространения марианитового габбро и субвулканитов, вулканитов Хантайширского офиолитового комплекса (Зоненшайн,Кузьмин, 1978). Из таблицы 3.6. и вариационных диаграмм (рис. 3.3.1,3.4.2.) видно, что дайкам с содержаниями калия более 1% свойственны пониженные или умеренные содержания титана, пониженные кремнезема и повышенные магния при сравнении с дайками, характеризующимися низкими значениями калия.
Изучение содержаний и поведения элементов примесей в дайках первой генерации показало, что диабазы соответствуют породам известково-щелочной серии, но отличаются от последней повышенными концентрациями хрома. На вариационных диаграммах: V - Сг, Ті - Cr, Ti/Cr -ЫГ(рисГз73.2.) фигуративные точки составов амфиболовых диабазов ложатся в поле известково-щелочной серии, что указывает на принадлежность их к островодужным вулканитам. При исследовании субвулканитов и вулканитов интересно рассмотреть отношения Ti/V, поскольку ванадий, также как и титан является легкоплавким и малочувствительным к характеру петрологических процессов. По характеру соотношения V и Ті Дж. Шервайс показал «различия в отношении Ti/V для магмогенерирующих источников, функционирующих в различных геодинамических обстановках» (Shervais, 1982). Злобин и др. (1989) отмечает, что низкотитанистые породы островных дуг характеризуются отношениями Ti/V менее 20, тогда как для высокотитанистых типичны отношения Ti/V = 20-50, что соответствует спектру составов от N - типа до Е - типа MORB, а в случае низкотитанистых - толеитам островных дуг (Ti/V = 10 - 20), либо породам бонинитовой серии (Ti/V менее 10). В диабазах соотношение Ti/V колеблется в широких пределах от 7 до 27, в редких случаях достигает 30, это позволяет отнести их к породам островодужного типа. В целом распределение микропримесей в диабазах аналогично таковым в верхнем габбро известково-щелочного типа, лишь незначительные отличия отмечаются в накоплении титана и уменьшении концентраций хрома, никеля в дайках.
Для описываемых пород характерной особенностью является преобладание легких лантаноидов над тяжелыми, причем отношения Lan/Ybn не превышают 2,8. Следует отметить небольшие европиевые минимумы (Eu/Eu = 3.68 - 6.4), где Ей - значение европия в хондритах (Балашов, 1976, 1984), подтверждающие их комплементарность с интрузивными образованиями офиолитов. Уровень содержания и распределения редкоземельных элементов имеет типичный «бонинитовый» характер (рис. 3.4.3.), т.е. для кривых нормированных по отношению к хондритам содержаний РЗЭ характерна V - образная конфигурация, обусловленная обеднением промежуточными лантаноидами (табл. 3.3).
Геодинамические проблемы генезиса бонинитов
Петрологическая уникальность пород бонинитовой серии состоит в том, что для их генезиса требуется сочетание различных факторов, которое может реализоваться только в определенных, очень ограниченных по месту локализации, геодинамических обстановках (Щипанский, 2005).
Во-первых, примитивность и одновременно высоко-кремниевость бонинитовых расплавов с очень низкими абсолютными концентрациями несовместимых малых (например, Nb, Та, Ті) и редкоземельных элементов требует реализации малоглубинного ( 30 км.) плавления реститового (гарцбургитового) перидотита (Crawford et al., 1989).
Во-вторых, происхождение самого источника бонинитовых магм, т.е. гарцбургитовой мантии, требует предварительного истощения верхнемантийного резервуара одним или несколькими эпизодами экстракции базальтовых расплавов (Sun, Nesbitt, 1978; Duncan, Green, 1980,1987).
В-третьих, поскольку в результате деплетирования, верхнемантийный источник бонинитов становится чрезвычайно тугоплавким, то для его плавления, необходимым условием является приток аномально высокого теплового потока (Falloon, Danyushevsky, 2000).
В-четвертых, лавы бонинитовой серии характеризуются заметной обогащенностью крупноионными литофильными элементами и легкими редкоземельными элементами по сравнению с несовместимыми высокозарядными ионами. Такие их геохимические характеристики общепринято рассматриваются в качестве индикативных для активности водного флюида, проникающего в мантийный источник бонинитовых расплавов (например, Реагсе et al., 1984; Реагсе, 2003; Crawford et al., 1989 и др.). Присутствие водного флюида в мантийном клине также необходимо для понижения солидусной температуры плавления тугоплавкого источника.
В-пятых, изотопно-геохимические данные по вулканитам бонинитовой серии часто показывают наличие в них изотопных и геохимических меток различных источников, в том числе и обогащенных мантийно-плюмовых производных (Карпенко и др., 1984; Sobolev, Danyushevsky, 1994 и др.).
Как следует из вышеперечисленных петрологических ограничений на условия, при которых могут формироваться бонинитовые расплавы, геодинамические режимы локализации бонинитового магматизма должны быть связаны только с интра-океаническими зонами субдукции. Действительно, высокая водонасыщенность бонинитовых расплавов предопределяет их размещение над зонами погружающихся в мантию и испытывающих дегидратацию слэбов океанической литосферы.
Следующая серия ограничений на условия локализации вулканитов бонинитовой серии следует из их тектонического положения в структуре складчатых поясов континентов. Практически все известные находки бонинитовых вулканитов и связанных с ними пород ограничены офиолитовыми комплексами. В мезозойских складчатых поясах, это офиолиты Троодоса, Кипр (Sun, Nesbitt, 1978; Cameron et al., 1983; Cameron, 1985 и др.) и Омана (Ishikawa, 2002), Восточно - Албанские и Западно -Албанские офиолитовые покровы (Bortollotti et al., 1996), офиолиты Берегового хребта и Кламатских гор Калифорнии, включая наиболее представительный разрез офиолитов Жозефины (Harper, 1984). Из офиолитов палеозойского возраста наиболее представительными считаются бонинит-содержащие офиолиты Беттс Коув, Ньюфаундленд (Coish et al., 1982; Bedard, 1999). Породы бонинитовой серии, обнаружены и в палеозойских офиолитах Урала (Куренков и др., 2002), Восточного Саяна и других областях Центрально - Азиатского складчатого пояса (Zonenshain, Kuzmin, 1978; Добрецов и др., 1986; Симонов и др., 1994). Известны бонинитовые породы в раннепалеозойских офиолитах провинции Виктория и Тасмании, Австралия (Crawford, Cameron, 1985). Неопротерозойские офиолитовые разрезы также обнаруживают присутствие, иногда в довольно большом объеме, вулканических и дайковых пород с бонинитовыми характеристиками. В качестве примера здесь можно привести рассматриваемые в работе офиолиты Восточного Саяна, (Дунжугурский участок) возраста 1020 млн. лет (Геология и метаморфизм..., 1988; Khain et al, 2002).
Приведенный перечень примеров нахождения вулканитов бонинитовой серии в офиолитовых разрезах складчатых областей различного возраста ярко иллюстрирует генетическую связь этих образований. Бонинитовые t серии нигде не образуют обособленных формаций и всегда встречаются в 137 переслаивании с подводными лавами толеитовых и известково-щелочных серий (Шараськин, 2003).
Классическая модель генезиса бонинитов была предложена А. Кроуфордом с соавторами для объяснения локализации бонинитов как в преддуговой области Идзу-Бонин-Марианской (ИБМ) дуги, так и для ее офиолитовых палеоаналогов (рис.4.5.1,Crawford et al., 1989).
По этой модели предполагается, что формирование бонинитов было связано с субдукцией активного спредингового центра, который располагался субпараллельно желобу, находящемуся на фронте интра-океанической островной дуги. При достижении горячей литосферы обрамления спредингового центра желоба должно происходить выполаживание слэба, а, следовательно, и подъем геотермического градиента в области мантийного клина. Это приводит к началу плавления деплетированной океанической литосферы преддуговой области и генерации высоко-Са бонинитов. Магматизм на фронте островной дуги может временно прекращаться вследствие изменения глубины погружения слэба, когда флюидный поток «переключается» на инфильтрацию в мантийный клин преддуговой области.
Экстремально деплетированная в результате генерации высоко-Са бонинитов гарцбургитовая мантия является крайне тугоплавкой, и для начала ее частичного плавления требуется большой приток водного флюида и, вероятно, дальнейший рост температуры. Водный флюид, инфильтрируемый в мантийный клин, является транспортером «обогащенной компоненты», наиболее хорошо выраженной в самых деплетированных и тугоплавких низко-Са бонинитах 1-го типа, которые отличаются крайне низкими содержаниями ТІО2, СаО, СаО/АЬОз, Sc, HREE и наоборот, высокими концентрациями Na, Si и крупно-ионных литофилов.
Еще одна недавно появившаяся модель генерации бонинтов ИБМ островодужной системы основывается на попытке ее сравнительного геодинамического анализа с другим регионом проявления современного бонинитового магматизма, а именно с островодужной системой Тонга -Фиджи. Анализируя размещение бонинитов в системе структур последней, А. Дешампс и С. Лальманд находят, что наиболее благоприятной обстановкой для генезиса бонинитов являются узлы пересечения спрединговых центров задуговых бассейнов с дугой (Deschamps, Lallemand, 2003). В схематическом виде эта модель изображена на рис. 4.5.4. их статьи (Deschamps, Lallemand, 2003). По мнению авторов этой модели при развитии спрединговых центров задугового бассейна в литосферу островной дуги происходит разрыв последней, что приводит к подъему горячего материала верхней мантии и частичному плавлению деплетированной островодужной мантии над областью погружения слэба. Эта модель призвана, в основном, объяснить неодноактность проявления бонинитового вулканизма ИБМ дуге, что должно происходить в случае сдвигового вращения плиты задугового бассейна и/или самой дуги. В таком случае центры локализации бонинитового магматизма будут смещаться в соответствие со знаком вращения плиты.
Необходимо заметить, что структуры задуговых бассейнов достаточно часто в литературе используются в качестве геодинамических аналогов для интерпретации супрасубдукционных офиолитов (Stern et al., 1989). Привлекательность задугового спрединга в этом отношении очевидна, поскольку в этом случае легко объясняются условия растяжения океанической литосферы фиксируемые комплексом параллельных даек в офиолитах.
Несмотря на очевидные положительные стороны модели взаимодействия дуги и задугового бассейна, в ней все же остаются неразрешимые противоречия. Во-первых, эта модель не дает ответа на вопрос о том, почему же наиболее значительные проявления современного бонинитового магматизма (ИБМ дуга, север дуги Тонга) приурочены к преддуговой области, а не к тыловодужной. Во-вторых, в ней сохраняются проблемы температурного дефицита. Как показывают специальные исследования петрогенезиса толеитов современных задуговых бассейнов, несмотря на то, что степени частичного плавления верхней мантии в таких регионах несколько выше, чем под СОХ, потенциальные температуры мантии здесь все же не сильно превышают оценки для СОХ.
Перечисленные в начале данного раздела жесткие петрологические условия, необходимые для реализации бонинитового магматизма, накладывают не менее жесткие ограничения на геодинамические условия его локализации. Ни одна из предложенных на сегодняшний день геодинамических моделей не может считаться универсальной. Все они страдают допущениями, которые так или иначе не в полной мере отвечают как петрологическим ограничениям, так и известным геологическим данным.
