Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Общие черты геологического строения и магматизма горного Алтая 7
Глава 2. Геология и вещественный состав калиевых магматических комплексов юго-восточной части горного Алтая 15
Глава 3. Источники и геодинамика калиевого магматизма юго-восточной части горного Алтая 89
Заключение 128
Литература 130
- Общие черты геологического строения и магматизма горного Алтая
- Геология и вещественный состав калиевых магматических комплексов юго-восточной части горного Алтая
- Источники и геодинамика калиевого магматизма юго-восточной части горного Алтая
Введение к работе
Актуальность исследований. Взаимосвязь вещественного состава и геотектонической позиции магматических образований проявляется достаточно отчетливо и служит одним из основных критериев при расшифровке истории развития древних складчатых областей. Исследования в этом направлении являются важным инструментом металлогенического анализа, особенно для районов с разнотипным эндогенным ору-денением. К числу последних относится юго-восточная часть Горного Алтая, спецификой которой является магматизм повышенной калиевой щелочности. Его проявление происходило в диапазоне от раннего палеозоя до раннего мезозоя и обусловило метал-логенический потенциал региона.
Объектами исследований являются пять магматических комплексов повышенной калиевой щелочности: кучерлинский базальтовый, щелочно-основного карбонатит-содержащий комплекс эдельвейс, аксайский трахиандезит-дацит-риолитовый, тархатин-ский монцодиорит-граносиенитовый, чуйский лампроит-лампрофировый.
Цель и задачи. Целью работы является геолого-геохимическое изучение магматических комплексов повышенной калиевой щелочности для обоснования временной последовательности их формирования, состава и источников. Для этого решались следующие задачи: 1) геологическое картирование магматических комплексов; 2) установление геохронологических рубежей формирования; 3) геохимическая типизация породных ассоциаций; 4) изотопная систематика источников вещества и их геодинамическая интерпретация.
Фактический материал и методы. В основу диссертационной работы положены результаты геологических исследований Горного Алтая, проведенных автором в 1995-2009 гг. в составе Алтайской геофизической и Горно-Алтайской поисково-съемочной экспедиций при ГСР-50, -200, коллектива кафедры динамической геологии и НИЛ структурной петрологии и минерагении Томского госуниверситета. Для вещественной характеристики пород изучено около 3000 образцов и более 1000 прозрачных шлифов. Химический состав определялся современными прецизионными методами РФА, ИНАА и ICP-MS (105 ан.), привлекались химические и рентгено-спектральные анализы, полученные при ГСР-50 (около 400 ан.). Выполнено 110 микрозондовыхопределений минеральных фаз. Для определения возраста и природы источников магматизма проводилось изучение Ar-Ar-, Sm-Nd- и Rb-Sr-изотопных систем (22 ан.), отношений изотопов кислорода, углерода и водорода (37 ан.).
Научная новизна. Выделены раннепалеозойский (средний кембрий - ранний ордовик), среднепалеозойский (ранний девон) и раннемезозойский (ранний-средний триас) этапы проявления калиевого магматизма. Впервые выявлены и охарактеризованы специфические типы пород (базальты океанических островов с HIMU-параметрами, высокомагнезиальные андезиты, Nb-обогащенные базальты и андезиты, лампроиты). Показано, что каждый комплекс формировался из гетерогенного мантийного источника с варьирующей долей корового вещества. Предположено, что калиевый магматизм проявлялся в различных геодинамических обстановках под влиянием плюмовой активности.
Основные защищаемые положения.
1. В юго-восточной части Горного Алтая магматизм повышенной калиевой щелочности проявился на разных временных этапах: в раннем палеозое (комплексы кучерлин-
PDF created with pdfFactory Pro trial version
ский и эдельвейс), в среднем палеозое (аксайский комплекс), в раннем мезозое (чуйский и тархатинский комплексы).
По петрогеохимическим признакам среди изученных породных ассоциаций выделяются субщелочная базальтовая ОЮ- типа, щелочная клинопироксенит-сиенит-карбо-натитовая, трахиандезит-дацит-рио литовая с производными NEB А (Nb-обогащенные базальты и андезиты) и НМА (высокомагнезиальные андезиты), щелочно-базальто-идная с лампроитами и монцодиорит-граносиенитовая магматические серии.
Установленные закономерности поведения редких элементов и изменчивости изотопного состава неодима и стронция в магматических породах свидетельствуют об исходно-мантийных источниках расплавов типа PREMA, HIMU, ЕМ1 илиЕМ2.
Практическая значимость. Полученные результаты позволяют уточнить возрастную и вещественную корреляцию магматизма Горного Алтая, что повышает надежность металлогенического прогнозаи геодинамических реконструкций.
Апробация работы и основные публикации. Результаты проведенных исследований опубликованы в 32 статьях и тезисах докладов, включая 6 статей в рецензируемых журналах. Основные материалы работы были представлены: на 19-й Международной геохимической конференции им. В.М. Гольдшмидта (Давос, Щвейцария, 2009), 31 Международном геологическом конгрессе (Бразилия, 2000), Международных симпозиумах «Крупные изверженные провинции Азии, мантийные плюмы и металлогения» (Новосибирск, 2007,2009), II Всероссийском петрографическом совещании «Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы» (Сыктывкар, 2000), XIX, XXV Всероссийских семинарах «Геохимия магматических пород» (Москва, 2000;, Санкт-Петербург, Москва, 2008), II и III Всероссийских симпозиумах «Вулканизм и геодинамика» (Екатеринбург, 2003; Улан-Удэ, 2006), XLI Тектоническом совещании «Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики» (Москва, 2008), всероссийских и региональных конференциях по проблемам геологии, петрологии, геохимии и металлогении (Томск, 1998,1999,2003,2004,2005; Горно-Алтайск, 1998).
Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, трех глав и заключения общим объемом 148 страниц, включая 69 иллюстраций, 15 таблиц и список литературы из 193 наименований.
Общие черты геологического строения и магматизма горного Алтая
В структурно-геологическом плане Горный Алтай является частью коллизионной системы, включающей также Монгольский и Китайский Алтай, и представляет собой западный сегмент Алтае-Саянской складчатой области (АССО) в составе Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП). Регион характеризуется сложной мозаично-блоковой структурой, образованной в результате длительного многоэтапного развития.
В рамках традиционного геолого-структурного районирования (Шокальский и др., 2000) Горный Алтай рассматривается как область сопряжения четырех каледонских складчатых систем (Кузнецко-Алтайской, Саяно-Тувин-ской, Монголо-Алтайской, Салаиро-Горноалтайской), осложненных наложенными крупными (Коргонский, Делюно-Юстыдский и Уйменско-Лебедской прогибы) и многочисленными мелкими средне-позднепалеозойскими депре-сионными структурами (рис. 1.1). Начало формирования геологических структур приходится на поздний докембрий, в конце палеозоя их развитие в основном было завершено, а в последующие периоды (мезозой - кайнозой) происходили процессы тектоно-магматической активизации и тектонической перестройки, окончательно сформировавшие современную блоковую структуру рассматриваемого региона. В геологическом строении Горного Алтая принимает участие большое количество разноранговых структурно-вещественных комплексов (СВК), которые в соответствии с их возрастом, составом и геодинамической позицией могут быть рассмотрены как производные следующих шести этапов развития (Туркин, Федак, 2008).
1 этап. Позднерифейско-раннекембрийский (океанический) СВК слагает аллохтонные блоки и группы блоков в центральной, юго-западной, северной и восточной части данной территории. Основой литокомплекса являются породные ассоциации кремнисто-карбонатной, известняково-доломитовой (ба-ратальская серия, кабырзинская, западносибирская, каянчинская свиты), кремнисто-карбонатно-глинистой (белкинская, эдиганская свиты) и базальт-трахибазальтовой (манжерокский, усть-анзасский комплексы) формаций, менее развиты породы базальтовой (арыджанский, саратанский, каимский, аны-якский, алтынбулакский комплексы) и офиолитовой формаций с гипербазитами (чаганузунский, актовракский, вехнеаламбайский комплексы) океанической коры, рифогенных известняковых формаций (сарасинская, чепошская и сийская свиты). Осадочные толщи данного СВК сформированы преимущественно в условиях периокеанического бассейна седиментации, базальтоиды соответствуют вулканитам N-, E-MORB и ОІВ типов. Иногда подобные базальтоиды встречаются внутри островодужных блоков (саратанский, сугаш-ский, кучерлинский, каечакский комплексы, метабазитовые сланцы терехтин-ского и башкаусского метаморфических комплексов), где представляют собой фрагменты основания раннекембрийской островной дуги. К океаническому СВК могут быть также отнесены балтырганский эклогит-глаукофан-сланцевый, чаустинский амфиболит-кианит-кристаллосланцевый, амфиболитовый белокурихинский метаморфические комплексы. 2 этап. Раннекембрийско-раннеордовикский островодужный СВК объединяет осадочные, вулканогенные, интрузивные и метаморфические подразделения раннекембрийского (раннеостроводужного) и среднекембрийско-ран-неордовикского (позднеостроводужного) литокомплексов, распространенные на всей территории Горного Алтая. Вещественной основой раннеостроводужной ассоциации, слагающей блоки Кузнецко-Алтае-Саянской острово-дужной системы, являются осадочно-вулканогенные формации (карагольс-кий, балхашский, сарысазский, садринский вулканические комплексы) с ба-зальтоидами толеитовой, известково-щелочной и бонинит-марианитовой серий. Для перечисленных комплексов типична формация натровых базальтов — плагиориолитов, во времени сменяющаяся андезит-базальтовой формацией известково-щелочного типа, в полной мере проявленной в завершающие фазы раннекембрийского вулканизма (атлинский, курайский, верхнемонокско-че-ханский комплексы). Интрузивные образования раннеостроводужной стадии представлены габбро-плагиогранитной (с элементами перидотит-пироксенит-габброноритовой) формацией (лысогорский, уйменский, майнский, саракок-шинский, мештуерыкский комплексы) и, локально, островодужными офио-литами (сеглебирский комплекс). Позднеостроводужная ассоциация характеризуется широким развитием флишоидных толщ (кохошская и каратошская свиты, горноалтайская серия), нередко с олистостромами (чибитская свита, песчанская толща), во внутренних частях островной дуги и зоне аккреции фациально сменяющихся молассоидными отложениями (еландинская, тандо-шинская, кульбичская, камлакская, чойская, ишпинская свиты). Ограниченно развиты вулканиты базальт-трахибазальтовой (усть-семинский комплекс) и андезит-базальтовой с шошонитами (ускучский комплекс) формаций, интрузивные образования представлены пироксенит-габбровой (барангольский комплекс), сиенит-габбровой (ульменский комплекс) и габбро-диорит-грано-диоритовой (рыбинский, садринский комплексы) формациями. К аккреционно-коллизионной стадии становления островодужных структур могут быть отнесены блоки метаморфических пород (плагиогнейсово-амфиболитовый ке-безенский, кристаллосланцевые курайский и южно-чуйский, зеленосланце-вые терехтинский, башкаусский, сютхольский комплексы).
Геология и вещественный состав калиевых магматических комплексов юго-восточной части горного Алтая
Рассматриваемые базальты слагают клиновидный в плане блок среди ме-тафлишоидов кембро-ордовикской горноалтайской серии, границы с которыми повсеместно тектонические. С северо-востока вулканическое поле перекрывается кайнозойскими рыхлыми осадками Чуйской впадины (Рис. 2.2). Среди базальтов выделяются незакономерно чередующиеся массивные, мин-далекаменные (до мелко- и микропузырчатых) и брекчиевые лавы, на северовосточной периферии вулканического поля отмечаются пиллоу-лавы. Пиро-кластические и осадочные отложения в пределах вулканического поля практически отсутствуют. Границы между разновидностями базальтов нечеткие, обычно выглядят как постепенные взаимопереходы. В общем плане однородные лавы развиты преимущественно в южной части блока, а миндалекамен-ные и брекчиевые - в северной. Вся толща базальтов в различной степени тектонизирована (разноориентированный кливаж, рассланцевание, внутренние дизъюнктивные срывы), местами пронизана маломощными (до 5-10 см) жилами кварц-карбонатных гидротермалитов.
Все породы плагиопорфировые, обычно с пилотакситовым, реже интер-сертальным плагиоклаз-лейкоксен-хлорит-железооксидным матриксом. В единичных случаях отмечаются мелкие (до 1 -1,5 мм) актинолит-гематитовые псевдоморфозы, вероятно, по темноцветному минералу. Вкрапленники плагиоклаза варьируют по размеру от первых миллиметров до 1 см, составляя в максимуме до 15-20 % объема породы. Из акцессорных минералов отмечаются спорадически рассеянные апатит и сфен. В миндалекаменных разновидностях поры величиной от долей миллиметра до 1-1,5 см выполнены халцедоно-видным кварцем, иногда в ассоциации с хлоритом и гематитом. Пиллоу-лавы характеризуются эллипсоидообразны-ми и караваеподобными обособлениями лавы (10-30 см в поперечнике), погруженными в тонкозернистую сланцеватую массу. Максимальное удлинение «подушек» предпочтительно ориентировано в север-северо-западном направлении. Вторичные изменения пород выражены чаще всего в карбо-натизации и хлоритизации, реже отмечаются альбитизированные и окварцо-ванные разновидности. Геохимия петрогенных и редких элементов
По соотношению Si02 ( 46-48 мае. %) с суммой щелочей (Na20+K20 -3,4-7,7 мас. %) и по содержаниям К20 (-2,2-2,3 мае. %) рассматриваемые базальты соответствуют производным умереннощелочнои высококалиевой серии (рис. 2.4). Невысокие концентрации MgO (3,2-6,1 мас. %) и CaO (1,8-2,9 мае. %) при низкой и умеренной магнезиальное (тф -31 -47) и сравнительно высоких содержаниях А1203 (17,8-18,5 мае. %) свидетельствуют о фракционировании оливина, клинопи-роксена и, вероятно, хромита, подтверждением чему является крайняя обед-ненность пород Сг (—5-17 г/т) и Ni ( 5-16 г/т). Фракционированием клино-пироксена, по-видимому, можно объяснить и пониженные концентрации Sc (15-22 г/т). Из-за ограниченного числа проанализированных образцов трудно судить о каких-либо ясно выраженных тенденциях в изменении химического состава пород. Базальт обр. 30106, судя по повышенной кремнекислотности и пониженной магнезиаль-ности, выглядит более дифференцированным относительно остальных, но, вместе с тем, содержания К20 и других несовместимых элементов остаются практически на одном уровне, отражая, по-видимому, влияние на составы пород дополнительных факторов, в частности степени частичного плавления.
Уровни накопления ТЮ2 (-3,2-3,9 мае. %), и Р205 (0,54-1,19 мас. %) в совокупности со специфическим характером распределения несовместимых редких элементов - высокие концентрации высокозарядных Nb, Та, Zr, Hf, Th, повышенные значения HFSE/LILE, отрицательная РЬ-аномалия, обогащённость легкими редкоземельными элементами - позволяют отнести базальты р. Ирбисту к внутриплитному геохимическому типу: их нормированный по соста ву примитивной мантии редкоэлементный спектр почти полностью подобен по конфигурации и близок по концентрациям LIL- и HFS-элементов среднему составу OIB (рис. 2.5). Этому не противоречат дискриминационные диаграммы (рис. 2.6), на которых составы рассматриваемых базальтов уверенно размещаются в композиционных полях внутриплитных океанических базитов. В отличие от базальтов континентальных рифтов, имеющих сходные с OIB пет-рохимические параметры, ирбистинские породы значимо обогащены всеми HFSE и лишены характеристических Nb-Та-минимума и Ва-максимума. Для них также свойственны весьма высокие концентрации Nb (79-101 г/т) при близких хондритовым отношениях Nb/Ta (16,2-19,3). Кроме того, обращает на себя внимание обедненность изученных базальтов РЬ ( 1,4-8 г/т) и в целом повышенные значения U/Pb (0,23-0,85-1,30) и Се/РЬ (15,1-51,5-80) по сравнению со средними величинами для OIB (соответственно 0,32 и 25, Sun, McDonough, 1989). Отношение Zr/Hf изменяется в пределах 41-47 и охватывает значения, свойственные как примитивным и слабодифференцированным OIB (36-43 при тф 35), так и их более поздним производным (43-54 при mg# 35) (David et al., 2000). Распределение редкоземельных элементов также сопоставимо с таковым в базальтах океанических островов (рис. 2.56) и характеризуется обогащенностью LREE (концентрации La, Се - в 160-220 раз превышают хондритовые) при общих высоких содержаниях REE (252-298 г/т) Наиболее существенное отличие кучерлинских базальтов от среднего состава OIB - деплетированность стронцием (74-122 г/т), что на спайдеграмме выражается глубоким минимумом и связано, вероятно, с фракционированием основного плагиоклаза на начальных стадиях эволюции расплава. При этом инертное поведение европия (отсутствие отрицательной аномалии в хондрит-нормализованном редкоземельном спектре) объяснимо его низким коэффициентом распределения для плагиоклаза в базальтовых расплавах - DM сп 1 (GERM home page, http://www.earthref.org/). Возможно, ранней «отсадкой» основного плагиоклаза частично обусловлены и пониженные содержания СаО в ирбистинских породах.
Примечание, (а) Диаграмма Th - Hf/3 - Та с дискриминационными полями составов по (Wood, 1980): А - N-MORB, В - E-MORB и внут-риплитные толеиты; С - внутриплитные щелочные базальты, D - островодужные базальты (пунктирная линия разделяет островодужные толеиты с Hf/Th 3 и известково-щелоч-ные базальты с Hf/Th 3). (б) Диаграмма Th/Yb - Ta/Yb с дискриминационными полями составов по (Gorton, Schandl, 2000): ОА - островных дуг, АСМ - активных континентальных окраин, WPVZ - внутриплитных вулканических зон, WPB - внутриплитных океанических базальтов, MORB - базальтов срединно-океанических хребтов, (в) Диаграмма Th/La - Nb/U с полями составов по (Klein, Karsten, 1995): базальтов океанических островов и срединно-океанических хребтов (OIB+MORB), островодужных вулканитов (ARC), морских осадков (MS), измененной океанической коры (АОС), континентальной коры (СС). Наиболее существенное отличие кучерлинских базальтов от среднего состава OIB - деплетированность стронцием (74-122 г/т), что на спайдеграмме выражается глубоким минимумом и связано, вероятно, с фракционированием основного плагиоклаза на начальных стадиях эволюции расплава. При этом инертное поведение европия (отсутствие отрицательной аномалии в хондрит-нормализованном редкоземельном спектре) объяснимо его низким коэффициентом распределения для плагиоклаза в базальтовых расплавах - DM сп 1 (GERM home page, http://www.earthref.org/). Возможно, ранней «отсадкой» основного плагиоклаза частично обусловлены и пониженные содержания СаО в ирбистинских породах.
Источники и геодинамика калиевого магматизма юго-восточной части горного Алтая
В настоящее время информация об источниках магматических ассоциаций базируется в основном на изотопном (Sr, Nd, Pb, Hf, О, С и др.) и геохимическом составе пород. В геохимическом отношении наиболее информативными считаются несовместимые элементы (их отношения, реже концентрации), а среди них - высокозарядные (HFSE, REE), являющиеся наименее мобильными при наложенных процессах. Вместе с тем, совокупность изотопно-геохимических параметров не всегда позволяет однозначно определять характер источника, что обусловлено сложностью учета всех факторов, влияющих на генерацию и эволюцию расплавов (состав плавящегося субстрата, степень частичного плавления, фракционная кристаллизация, смешение магм, коровая контаминация), а также ограниченностью аналитических данных. Вследствие этого, проведенный нами анализ полученных результатов .следует, по-видимому, рассматривать как приближенную оценку источников изученных комплексов. Кучерлинский комплекс
Вещественная специфика базальтов р.Ирбисту со всей определенностью указывает на их принадлежность ОІВ-типу. Вулканиты с подобными изотопно-геохимическими показателями, как это и следует из определения, в своем подавляющем большинстве развиты на океанической коре. Вместе с тем, известны магматические серии с аналогичными или сходными характеристиками, проявленные в континентальных обстановках или в переходных зонах с развитой сиалической корой, например, в зоне Кенийского рифта (Kabeto et al., 2001), на юге Патагонии в Аргентине (Gorring, Kay, 2001), в Восточной Австралии (Zhang et al., 2001). В этих случаях, как правило, по совокупности изотопных и геохимических признаков фиксируется контаминация расплавов континентально-коровым материалом, что, в свою очередь, может служить одним из критериев для определения обстановки формирования пород. Как показывает анализ диаграмм отношений несовместимых элементов (рис. 3.1), базальты р. Ирбисту могут представлять собой практически неконтами-нированные разновидности, поскольку в геохимическом отношении они не проявляют признаков смешения с веществом континентальной коры относительно типичных базальтов океанических островов. Предполагаемая «стерильность» косвенно подтверждается сравнительно низкой кремнекислотностью (несмотря на дифференцированный характер пород), сильной деплетирован-ностью РЬ, высокими значениями отношений Ce/Pb, Zr/Hf, Nb/Ta, Nb/Zr, пониженными концентрациями Ва. На отсутствие контаминации указывает и слаборадиогенный изотопный состав Sr. Исходя из этого, можно заключить, что: 1) первоначально формирование ирбистинских базальтов, вероятно, происходило в океанических условиях, а их современное положение обусловлено более поздними аккреционно-коллизионными процессами; 2) наблюдаемые в породах соотношения несовместимых элементов (в основном HFSE с одинаковой или близкой степенью несовместимости - Nb, Та, Zr, Y, Th) в наибольшей мере наследуют состав источника, а концентрации (в том числе LILE) отражают совокупное влияние состава источника, степени частичного плавления и магматической дифференциации.
Как уже отмечалось, изученные разновидности базальтов по ряду геохимических параметров (MgO, mg#, Cr, Ni, Zr/Hf) интерпретируются как умеренно дифференцированные. По всей видимости, повышенные содержания калия и других LILE (Cs = 0,94-1,48 г/т, Rb = 30-43 г/т, Ва = 302-372 г/т) с близкими коэффициентами распределения минерал/расплав следует связывать с процессом дифференциации, хотя нельзя полностью исключить вариант выплавления из К-обогащенного (флогопитсодержащего) субстрата.
Отсутстствие признаков контаминации в ирбистинских базальтах позволяет с той или иной степенью достоверности определить их вероятный источник. Для этих целей наряду с Sr-Nd-изотопными данными использованы отношения несовместимых элементов с одинаковыми или подобными валовыми коэффициентами распределения для базитовых расплавов, значения которых в процессе магматической дифференциации, как полагают, остаются практически неизменными.
Известно, что все многообразие составов базальтов океанических островов обусловлено варьирующим сочетанием в области магмогенерации четырех компонентов, выделенных по изотопным (Nd, Sr, Pb) параметрам: DM (деплетированной мантии), H1MU (мантии с высоким отношением 238U/204Pb), EMI и ЕМ2 (двух типов обогащенной мантии) (Zindler, Hart, 1986). Кроме того, часто исследователями выделяется еще один резервуар - FOZO (PREMA) (мантия фокальной зоны или преобладающая мантия), имеющий промежуточные Sr-Nd-Pb-изотопные значения относительно первых четырех доменов и, по предположениям, являющийся наиболее распространенным в мантии (Stracke etal.,2005).
Как можно заметить на представленных диаграммах (рис. 3.1, 3.2), составы ирбистинских базальтов преимущественно тяготеют к источникам HIMU- и ЕМ 1-типов (образцы 8034 и 8049), не обнаруживая при этом связи с источником N-MORB (DM). Вместе с тем, по отдельным параметрам (La/Yb, Nd/Sm) не исключается присутствие компонента ЕМ2 в плавящемся субстрате, по крайней мере, для образца 30106. Вероятное участие вещества HIMU в источнике ирбистинских базальтов подтверждают умеренно высокие значения радиогенного Nd и деплетированность радиогенным Sr, а также низкие породные концентрации РЬ, повышенное значение U/Pb и пониженные - Th/U ( 3,5), практически идентичное таковому в эталонных полинезийских базальтах HIMU-типа (острова Мангайя, Тубуаи, Руруту 3,7, Dostal et al., 1998), и Pb/ Та ( 0,3), сопоставимое с величиной в источнике HIMU (рис. 3.3). Для более точной и уверенной идентификации источника HIMU мы не располагаем в настоящий момент достаточными изотопными характеристиками, в частности соотношениями изотопов РЬ. Тем не менее имеющиеся данные позволяет предполагать, что базальты р. Ирбисту могли быть сгенерированы из резервуара HTMU с небольшой примесью компонентов ЕМ1 (образцы 8034, 8049) и ЕМ2 (30106).
В настоящее время практически общепризнана плюмовая природа OIB, однако происхождение главных компонентов (ШМи, EMI, ЕМ2) однозначно не определено и во многом дискуссионно (обзоры Hofmann, 2003; Stracke et al., 2005). Наиболее популярна точка зрения, согласно которой общим материалом для исходных резервуаров OIB является смесь деплетированнои мантии и рециклированнои океанической коры, транспортированной на глубину посредством субдукционного механизма и в последующем вовлеченной в плюмовый процесс (Weaver, 1991; Chauvel et al., 1992; Hofmann, 1997). В этом случае, как полагают, наблюдаемая изотопно-геохимическая изменчивость в продуктах плавления, в том числе экстремальные изотопные значения HIMU, ЕМ1 и ЕМ2, может быть обусловлена варьирующей долей деплетированного вещества (рис. 3.3) и переменными количествами увлекаемых слэбом океанических пелагических и континентальных терригенных осадков в качестве обогащенного материала. В альтернативной модели (в ее различных вариантах) участие океанической коры и осадков в приобретении необходимых вещественных параметров для источников OIB не является единственным или обязательным условием, а главная роль в этом отводится метасоматически обогащенной (диффузией или магматическими инъекциями) литосферной мантии (Niu, ОНага, 2003; Pilet et al., 2005), причем поступление обогащенных компонентов в материал плюмов может осуществляться либо в нижней мантии (посредством субдукционного механизма), либо при достижении плюмом уровня литосферы.
