Содержание к диссертации
Введение
Глава 1 Основные черты геологического строения умеренно быстроспредингового хребта Хуан-де-Фука и прилегающих хребтов (Эксплорер и Горда), схема-описание района отбора каменного материала, описание морфологических типов базальтов в хребте 11
1.1. Сегментация хребта Хуан-де-Фука 12
1.2. Краткая характеристика срединно-океанических хребтов прилегающих к хребту Хуан-де-Фука (хребты Эксплорер и Горда) 19
1.3. Тектоническая эволюция сегментов хребта Хуан-де-Фука на протяокении последних пяти миллионов лет и влияние малоглубинных магматических камер на морфологию и магматизм хребта (анализ литературных источников). 25
1.4. Краткая геологическая характеристика района работ 29
1.5. Морфологические типы базальтов и связанная с ними магматическая рудная минерализация 31
Глава 2 Региональные и глобальные петрохимические тренды в составе неовулканических базальтов СОХ, зональность составов базальтов в хребте Хуан-де-Фука, сравнение с другими СОХ 34
2.1. Региональные и глобальные петрохимические тренды е составе неовулканических базальтов СОХ 34
2.2. Петрохимические тренды СОХ северо-восточной части Тихого океана (срединно-океанические хребты Эксплорер, Хуан-де-Фука и Горда) 43
2.3. Зональность составов базальтов умеренно-быстроспредингового хребта Хуан-де-Фука 46
2.4. Соотношение составов базальтов в ХХФ и секторах 13-27 ю.ш., 10-1ҐС.Ш.ВТП 57
2.5. Предварительные выводы по главе № 2. 62
Глава 3 Петрология, петрохимия и минералогия рудовмещающих базальтов и базальтовых стекол сегмента Клефт хребта Хуан-де-Фука (ХХФ) 63
3.1. Петрология, петрохимия и минералогия стекловатых базальтов (сектор Клефт хребта Хуан-де-Фука) 63
3.2. Петрохимия базальтовых стекол сектора Клефт хребта Хуан-де-Фука 90
3.3. Соотношения составов стекловатых базальтов и лав в сегменте Клефт хребта Хуан-де-Фука 97
3.4. Предварительные выводы по главе №3 103
Глава 4. Магматическая рудная минерализация в базальтах и базальтовых стеклах сегмента Клефт хребта Хуан-де-Фука, приуроченность магматической рудной минерализации к определенному типу базальтов 106
4.1. Типы магматической рудной минерализации из ординарных высокожелезистых базальтов (ферробазальтов) 106
4.2. Состав рудных фракций в участках развития несмесимости с участием газовой фазы 131
4.3. Предварительные выводы по главе № 4 149
Глава 5. Летучие компоненты (CI, Н20, F, С02 и др.) в базальтовых стеклах хребта Хуан-де-Фука и других СОХ 152
5.1. Летучие компоненты (CI, Н20, F, С02 и др.) в базальтовых стеклах хребта Хуан-де-Фука 152
5.2. Предварительные выводы по главе № 5 158
Глава 6. Физико-химические условия формирования океанических ферробазальтов, содержащих рудные расплавы и скорости излияний базальтовых магм в сегменте Клефт хребта Хуан-де-Фука (по результатам математического моделирования) 159
6.1. Тестирование метода фракционных последовательностей Френкеля - Арискина (ФПФА) как метода оценки физико -химических параметров дифференциации базальтов ХХФ в промежуточных камерах 159
6.2. Качественная схема дифференциации базитовой магмы в интрузивной камере и метод ФПФА как инструмент ее описания. 166
6.3. «Рудные расплавы» как продукт фракционирования обогащенных MORB в малоглубинных камерах 174
6.4. Скорости излияний базальтовых магм в хребте Хуан-де-Фука (по результатам математического моделирования) 181
Заключение 184
Список литературы 186
- Краткая характеристика срединно-океанических хребтов прилегающих к хребту Хуан-де-Фука (хребты Эксплорер и Горда)
- Петрология, петрохимия и минералогия стекловатых базальтов (сектор Клефт хребта Хуан-де-Фука)
- Состав рудных фракций в участках развития несмесимости с участием газовой фазы
- «Рудные расплавы» как продукт фракционирования обогащенных MORB в малоглубинных камерах
Краткая характеристика срединно-океанических хребтов прилегающих к хребту Хуан-де-Фука (хребты Эксплорер и Горда)
Система спрединговых хребтов северо-восточной части Тихого океана имеет протяженность 1200 километров и располагается с 40 по 51 северной широты, в непосредственной близости от североамериканской плиты. В эту систему с севера на юг входят: хребет Эксплорер, хребет Хуан-де-Фука и хребет Горда. Друг от друга хребты «отделены» разломными зонами различной протяженности. На рис. 1.2 показана упрощенная схема (Лисицын и др., 1990) гео динамических обстановок северо-восточной части Тихого океана.
Хребет Эксплорер 49-51 С.Ш.
Хребет Эксплорер примыкает к хребту Хуан-де-Фука с севера, начиная с 49 северной широты (рис 1.2). Его южной границей является разломная зона Совэнко, ограничивающая хребет Хуан-де-Фука с севера. Хребет является дивергентной границей между Тихоокеанской плитой и выделяемой некоторыми исследователями (Michael et. al., 1989; и др.) микроплитой Эксплорер. Протяженность хребта - 120 километров, средняя скорость спрединга в хребте - 4 см в год (Riddihough, 1977). При этом спрединг в районе хребта асимметричен как по протяженности, так и в крест простиранию: так в южном сегменте восточная часть движется со скоростью І-, мм в год, а западная - 21 мм. Морфология хребта типична для средне-, высокоспрединговых хребтов. Однако глубина океана над его гребнем аномальна (менее 1900 м при средней для океанских рифтов - 2500-2700 м). Спрединговые сегменты Эксплорера морфологически различны (рис 1.3). Сегмент "Южный Эксплорер" имеет хорошо выраженный осевой трог, но при этом слабо выражен латерально. Вдоль его простирания в осевой зоне выделяется трог шириной 1 км и глубиной 100 м (Лисицын й др., 1990). Морфоструктуры "Рифт Эксплорер" и "Впадина Эксплорер" в отличие от южного сегмента представляют собой хорошо развитые грабеноподобные рифтовые зоны, которые в северной части прерываются разломной зоной
Ривэр-Деллвуд, представляющей собой наклоненный фрагмент океанической коры (Davis and Riddihough, 1982). Davis and Riddihough (1982) показали, что в северной части хребта в течении последнего миллиона лет произошел «перескок» области спрединга и если раньше спрединговым участком была структура «Впадина Эксплорер», то в настоящий момент спрединг наблюдается в «Рифте Эксплорер». Банка Деллвуд - два сильно тектонизированных вулканических хребта с пиками, возвышающимися на 400-500 метров над уровнем дна океана, разделенные заполненной осадками спрединговой зоной Деллвуд (Bertrand, 1972).
Во всех морфоструктурах хребта драгированы свежие, неизмененные стекловатые базальты (Cousens et. al., 1984), что. свидетельствует о непрекращающейся тектонической и магматической активности на протяжении последнего времени.
131З.Д. 129
Хребет Горда 40-43 С.Ш.
Хребет Горда примыкает к хребту Хуан-де-Фука с южной стороны, в районе 43 северной широты (рис 1.2). Его северной границей является разломная зона Бланко, ограничивающая хребет Хуан-де-Фука с юга. Хребет является дивергентной границей между Тихоокеанской плитой и плитой Горда. Протяженность хребта - 280 километров, средняя скорость спрединга в хребте - 4 см. в год (Лисицын и др., 1990). При этом в направлении с юга на север скорость спрединга увеличивается от 23 мм в год в южном сегменте, до 60 мм в год - в северном (Atwater and Mudie, 1973; Riddihough, 1980). Хребет имеет морфологию подобную Срединно-Атлантическому хребту: глубокая осевая долина, находящаяся на глубине 2,500-3,300 м под уровнем океана и ограничивающие хребты, поднимающиеся до глубины 1,500 м. В пределах хребта (рис. 1.4) выделяется три сегмента (Geologic, Hydrothermal, and Biologic Studies..., 1994), которые отделяются друг от друга латеральными разломами на 4226 и на 4137 северной широты. Северный сегмент простирается в северо-, северо-восточном направлении и расположен перпендикулярно разломной зоне Бланко. Простирание Южного сегмента имеет направление близкое к прямому (с севера на юг) - он располагается перпендикулярно разломной зоне Мендоцино. Центральный сегмент расположен строго между северным и южным и направление его простирания имеет промежуточный характер (Clague and Holmes, 1987).
Петрология, петрохимия и минералогия стекловатых базальтов (сектор Клефт хребта Хуан-де-Фука)
Образцы фрагментов плитчатых и трубчатых базальтовых потоков представляют собой остеклованные базальтовые пластины толщиной от 2 до 15 см. Строение и описание плитчатых фрагментов представлено на рис. 3.1, микроскопическое строение отдельных зон, плитчатых фрагментов представлено на рис. 3.2 (зоны от а до к). Внешний вид и описание трубчатого .микропотока представлено на рис. 3.3-3.4.
Хорошо просматривается полосчатость (смотри рис.) с различной степенью раскристаллизации базальтового расплава: 1 - 7 -зоны, на которые был распилен образец для дальнейшего детального изучения: 1 - черное блестящее базальтовое стекло (очень хрупкое); 2 - пористое с газовыми полостями, пузырями, глобулями, , каналами и многочисленными аксиолитами, вариолями и кристаллитами базальтовое стекло; 3 -аксиолитовый, вариолитовый гиалобазальт; 4 - гиалобазальт с редкими микролитами плагиоклаза и пироксена; 5 - базальт афанитовый с вариолит -аксиолитовой структурой; 6 - базальт афанитовый с микролитовой, гиалопилитовой структурой; 7 - базальт афанитовый с микролитовой, гиалопилитовой структурой.
Фрагменты покровных базальтов имеют полосчатое строение (рис. ЗЛА). Макроскопически выделяемые полосы представляют собой в различной степени раскристаллизованное базальтовое стекло. Верхняя черная хрупкая корка представляет собой на 90 - 95% базальтовое стекло, прозрачное под микроскопом, в котором наблюдаются отдельные кристаллиты размером 1-2 х 6-10 мкм (рис. 3.2а). Выделены кристаллиты двух типов: 1- вариолиты, представляющие зародыши плагиоклаза (1-2 х 8-10 мкм), окруженные радиально - лучистыми дендритовыми агрегатами буро-коричневого цвета. Зональность стекловатой радиально-лучистой оторочки в начальные моменты образования кристаллита проявлена слабо; 2-линейно - вытянутые анизотропные аксиолиты. Постепенно, при продвижении от застеклованной поверхности базальтового потока в сторону раскристаллизованного основания, наблюдаются участки все более раскристаллизованного базальта. Практически из каждого отличного по степени раскристаллизации участка базальта была выпилена соответствующая зона. , Б
Следующая за базальтовым стеклом гетероморфная зона состоит из пористого с газовыми полостями, пузырями, глобулями, каналами и многочисленными аксиолитами, вариолями и кристаллитами І гетеробазальтового стекла. Микроскопически на данном участке базальтового потока (рис. 3.2г) отчетливо фиксируется зональное строение радиально - лучистой оторочки вариолитов. Около микролита цвет темно коричневый до непрозрачного. По мере удаления от микролита окраска ослабевает, материал прозрачен, коричневого, светло коричневого цвета. Следующая зона 3 (рис. ЗЛА) - аксиолитовый, вариолитовый гиалобазальт. Микроскопически данный участок представляет собой (рис. 3.2д) пористое базальтовое стекло с многочисленными аксиолитами и вариолями (волокна аксиолитов более развиты). Далее (зона 4) следует гиалобазальт с редкими микролитами плагиоклаза и пироксена. . Здесь плагиоклаз уже диагностируется микроскопически (рис. 3.2е). Вокруг микролита плагиоклаза наблюдается обогащение стекла железом за счет извлечения растущим кристаллом плагиоклаза из окружающего расплава Са, Na, Al, Si. Зона 5 представлена афанитовым базальтом с вариолит - аксиолитовой структурой. Микроскопически наблюдается (рис. 3.2ж), что вариоли и аксиолиты расположены небольшими группами в базальтовом стекле. Далее (зона 6) следует афанитовый базальт с микролитовой, гиалопилитовой структурой. Микролиты представлены плагиоклазом и пироксеном (рис. 3.2з). В основной массе (рис. 3.2и) наблюдаются повсеместные изменения (образование многочисленных зародышей - раскристаллизация). Основание базальтового потока с многочисленными сосульками и свилями представляет собой афанитовый базальт с микролитовой, гиалопилитовой структурой. Нераскристаллизованное базальтовое стекло отсутствует. Наблюдаются многочисленные сноповидные кристаллы плагиоклаза и пироксена (рис. 3.2к). \
При исследовании отдельных зон обнаружено постепенное изменение в базальтовых стеклах (от а до к рассмотрены зоны все более удаляющиеся от остеклованной корки базальтового потока); а - остеклованная корка наблюдаются отдельные кристаллиты размером 1-2 х 6-10 мкм, а также кристаллиты двух типов: 1- вариолиты, представляющие зародыши плагиоклаза (1-2 х 8-10 мкм), окруженные радиально-лучистым стекловатым агрегатом буро-коричневого цвета. Зональность радиально-лучистой оторочки в этой зоне проявлена слабо; 2- линейные анизотропные аксиолиты. Основная масса (90 - 95%) - прозрачное стекло; б - увеличенное изображение кристаллита (вариолита плагиоклаза) в прозрачном базальтовом стекле. Микроскопически плагиоклаз в этой зоне не диагностируется, но надежно определяется в шлифе на расстоянии 2 - 3 см в аналогичных образованиях; в - наблюдаются признаки силикатно - силикатной несмесимости в газовом пузыре не вскрытом при шлифовке в базальтовом стекле. Внутренняя поверхность покрыта сублиматом, в котором выделяются несколько фаз: 1-основная масса светло - желтого цвета, прозрачная; 2- глобули 1.5-2 микрона в диаметре равномерно распределенные по поверхности и имеющие концентрическое строение: внутренняя зона черная непрозрачная и внешняя
- буро-красного цвета; 3- мелкие 0,5 мкм непрозрачные глобулы; г пористое базальтовое стекло с многочисленными аксиолитами и вариолями.
Отчетливо фиксируется зональное строение радиально-лучистой оторочки вариолитов. Около микролита цвет темно коричневый, до непрозрачного. По мере удаления от микролита окраска ослабевает, материал прозрачен коричневого, светло коричневого цвета; д - пористое базальтовое стекло с многочисленными аксиолитами и вариолями (волокна аксиолитов более развиты); е - гиалобазальт с редкими микролитами плагиоклаза и пироксена. На фотографии микролит плагиоклаза в стекле. Здесь плагиоклаз уже диагностируется микроскопически. Вокруг микролита плагиоклаза наблюдается обогащение стекла железом за счет извлечения растущим кристаллом плагиоклаза из окружающего расплава Са, Na, Al, Si; ж - базальт афанитовый с вариолит-аксиолитовой структурой. Вариоли и аксиолиты расположены небольшими группами в базальтовом стекле; з - базальт афанитовый с микролитовой, гиалопилитовой структурой. Микролиты І і представлены плагиоклазом и пироксеном; 4 - базальт афанитовый с микролитовой, гиалопилитовой структурой. В основной массе наблюдаются повсеместные изменения (образование многочисленных зародышей раскристаллизация). Неизмененное базальтовое стекло отсутствует; к базальт афанитовый с микролитовой, гиалопилитовой структурой.
Наблюдаются многочисленные сноповидные кристаллы плагиоклаза и пироксена.
Состав рудных фракций в участках развития несмесимости с участием газовой фазы
В базальтах в местах проявления несмесимости с участием газовой фазы рудные фракции распространены более широко и обнаруживаются макроскопически. Характерными структурными формами рудной минерализации являются каплевидная, шарообразная, кристаллическая, распространено заполнение трещин контракции, отмечается наличие сублиматов.
В ферробазальтах в "глазковых 11 выделениях, в отличие от сульфидных глобулей ординарных ферробазальтов (ем. рис. 4.1), фиксируются иные составы сульфидов (таблица № 4.4). В них имеется стандартная зональность -сульфидное ядро с резкой границей, окруженное зоной состоящей из оливина, клинопироксена, магнетита и стекловатой фазы (таблица №4.5, ан. 22—25, 27—30), при этом наблюдается резкая граница с вмещающими ферробазальтами (таблица № 4.5, ан. 26) Такие рудные обособления часто отделены от вмещающего базальта магнетитовой каймой.
В нескольких образцах станции N 901 встречены такситовые ферробазальты (рис. 4.21), в которых рудные обособления достигают размеров 2 - 5 - 8 см (рис. 4.22). Как и все крупные рудные обособления они имеют ясно выраженную зональность: 1) на периферии фиксируется зона, где шаровидные или округло-изометричные выделения сфалерита размером 5-20 мкм погружены в более крупнозернистую, чем вмещающий базальт, алюмо-силикатную матрицу, имеющую интерсертальную или пойкилоофитовую структуру (рис. 4.23). Эта матрица состоит из клинопироксена, оливина и стекловатой фазы (таблица № 4.5, ан. 31 - 34); 2) к центру обособления количество сфалеритовых капель увеличивается (рис. 4.24); 3) местами они сливаются в пятна, интерстиции, в которых состоят из магнетит-троилитовых срастаний с видманштеттовой структурой (рис. 4.25). 4) центральная часть обособления состоит на 90% из пирротина с включениями магнетита и сфалерита (рис. 4.28, таблица № 4.4). Структурной особенностью центральной зоны является наличие мелких газовых пор, объемная доля которых может достигать 10%. Отдельные крупные газовые поры рассеяны по рудному обособлению (рис. 4.21). Установлены и другие структурные формы сочетания газовых пор и сульфидных выделений. В пиллоу наблюдаются открытые "выходы" газовых пор с поперечником 1-2 мм через поверхность стекловатых корочек закалки.
Внутри таких пор иногда содержатся незональные массивные или вспененные сульфидные выделения. Кроме того, среди структурных разновидностей "рудных расплавов" распространен такой тип как оторочки вокруг крупных газовых пор или каналов (рис. 4.29). Это узкие каемки вокруг указанных полостей с резкой границей с вмещающим базальтом (таблица № 4.5, ан. 1, 7). Их ширина может достигать нескольких миллиметров, при этом обычно имеется мениск, выгнутый в сторону вмещающего ферробазальта. Полиметаллические агрегаты имеют отчетливые резкие границы с вмещающим базальтом и состоят из сульфидов и силикатных минералов. Состав изменяется от края к центру (зональность на рис. 4.23 - 4.25,4.28).
На границе обычна магнетитовая каемка (таблица № 4.5, ан. 2), которая в направлении к полости сменяется зернистой массой, состоящей из магнетита, сфалерита, пироксена, полевого шпата, редко - оливина и стекловатой фазы І (рис. 4.29; таблица № 4.5, ан. 13, 15, 16-20). Следует обратить внимание на наличие включений стекла в сфалеритовых каплевидных обособлениях, которые заключены в стеклокристаллическую алюмосиликатную матрицу. Далее количество сульфидов увеличивается и в рудной "фракции" появляется пирротин, кубанит, халькопирит и твердые растворы сульфидного состава (таблица № 4.4). Во вмещающем ферробазальте на границе с описанными обособлениями часто присутствуют или отдельные зерна, или каплевидные обособления сульфидов.
Более редки случаи внедрений рудносиликатных расплавов в трещины контракции (рис. 4.30) или образования цемента из "рудного расплава" в магматической брекчии (рис. 4.31). В этом случае обломки ферробазальтов имеют беловатую каемку контактовых изменений. В некоторых образцах (рис. 4.32) можно видеть не только совмещение описанных структурных форм на расстоянии 1-2 см, но и изменение состава вмещающих ферробазальтов, а также наличие определенного типа развития в них рудной минерализации. В крупных газовых полостях в центральных частях плиток покровных потоков на стекловатых закалочных каемках наблюдаются корочки титаномагнетитовых кристаллов с высоким содержанием цинка. В вариолитовом ферробазальте границы между полигональными вариолями "подчеркнуты" газовой пористостью. У границы полости проявляется "отбеливание" их краевых участков (рис. 4.32) и наличие вкрапленности титаномагнетита с высоким содержанием цинка, а также мелких округлых выделений сульфидов.
В сравнении с вмещающим ферробазальтом (таблица № 4.5, ан. 35, 41 -44) рудно-силикатные инъекционные тела и цемент магматических брекчий (таблица № 4.5, ан. 45 - 47) имеют более крупные газовые поры, чем вмещающий их ферробазальт; более крупнозернистую структуру и характеризуются неоднородной текстурой - пространственно-количественные соотношения сульфидно-оксидной и силикатной фракций меняются в широких пределах (от 10 до 90 %). При этом составам "рудных расплавов" присущи большие колебания содержаний кремнезема, А1 и Fe (таблица № 4.5, ан. 36 - 40, 45 - 47, 54, 55). В них сульфидно-оксидная фракция состоит из пирротина, сфалерита, кубанита, халькопирита, галенита, твердых сульфидных растворов, магнетита (таблица № 4.4).
Алюмосиликатная фракция состоит из оливина, пироксена, плагиоклаза, апатита (таблица № 4.5, ан. 54 - 60) и стекловатой фазы. Характерно, что встречаются случаи образования стекловатых инъекций, в которых фракции имеют резкие границы, а содержания капель сфалерита в них различаются на порядок. В тонких трещинах контракции около поверхности полости фиксируются инъекции фракций рудных расплавов без контактовых магнетитовых оторочек, тогда как в крупных полостях они обычны.
Общими структурными характеристиками продуктов солидификации "рудных расплавов" в ферробазальтах южного сектора сегмента Клефт является как определенное пространственное разделение, так и совмещение фракций, довольно высокая объемная доля газовых пор в массивных обособлениях или появление рудных каемок вокруг крупных газовых пор и каналов, а также элементы инъецирования "рудных" жидкостей.
Типичной особенностью рудных выделений является наличие относительно больших количеств магнетита и титаномагнетита с высокими концентрациями цинка (таблица № 4.5, ан. 20, 34, 58, 59) в ассоциации с магматическим сфалеритом; присутствие на стенках трещин газовых полостей корок сублиматов, состоящих из титаномагнетита или сульфидов (Akimtsev et. al., 1992).
Описанные образования были обнаружены лишь среди неовулканических ферробазальтов, с которыми пространственно сопряжены зоны интенсивной разгрузки гидротермальных растворов. Ни в древних лавах восточного и западного склонов хребта, ни в базальтах осевой долины за пределами зон гидротермального рудообразования они не были отмечены.
Еще Michael and Schilling (1989) отметили, что в целом ферробазальты областей быстрого спрединга характеризуются аномально высокими содержаниями С1 и воды. Как можно видеть (таблица № 4.5) "рудные расплавы" южного сектора сегмента Клефт обладают экстремально высокими концентрациями О и Zn, которые на два порядка больше аномально высоких в сосуществующих базальтах. При этом состав сульфидных минералов в корках закалки, как следует из таблицы № 4.4 ординарен для такого рода обособлений в MORB (Mathez, 1976; Czamanske and Moore, 1977; Акимцев и др., 1989; Акимцев и Шарапов, 1992), тогда как магнетит содержит необычно высокие концентрации Zn (таблица № 4.5). Алюмосиликатные фракции "рудных расплавов" имеют специфические составы: 1) в них просматривается существование двух трендов (рис. 4.33): I - "высоко"- и II - "низкокремнистого" с различной щелочностью жидкостей, которым соответствуют и разные составы сульфидно-оксидной фракции (в первых преобладает или широко распространен магнетит).
«Рудные расплавы» как продукт фракционирования обогащенных MORB в малоглубинных камерах
Рассмотрим условия образования «рудных расплавов» в ферробазальтах в рамках метода ФПФА на примере ХХФ. Зафиксируем наиболее существенные характеристики их составов в сегменте Клефт этого хребта, где они исследованы наиболее полно. Без этой информации затруднительно будет последовательно обсуждать физико-химические условия их появления как некоторых «конечных продуктов» фракционирования MORB в малоглубинных магматических камерах. Как было описано ранее, среди драгированных пород хребта Хуан-де-Фука в неовулканических ферробазальтах осевой рифтовой долины в южном секторе сегмента Клефт, кроме каплевидных выделений сульфидов в закаленных корочках стекловатых и вариолитовых ферробазальтах, во внутренних частях покровных потоков обнаружены различные структурные формы магматических рудных обособлений, состоящих из алюмо-силикатных и сульфидно-оксидной фракций - каплевидные выделения, оторочки у крупных газовых пор, такситовидные участки в ферробазальтах, микродайки и цемент в магматических брекчиях. Объемная доля таких рудных образований среди драгированных образцов ферробазальтов составляет 1-5%.
Состав сульфидно-оксидной фракции в стекловатых алюмо-силикатных ликватах отличается от сульфидных вкрапленников в закаленных участках потоков в первую очередь большим количеством сфалерита и присутствием магнетита и титаномагнетита с высоким содержанием цинка. Состав стекловатых алюмо-силикатных фракций рудных обособлений неординарен - в них фиксируются экстремально высокие содержания хлора (от 0.05 до более 2 мае. %) и цинка (более 2.5 мае. %) наряду с высокими содержаниями щелочей (Шарапов и др., 1998).
Состав породообразующих минералов в рудных обособлениях значительно отличается от вкрапленников и микрофенокристаллов в стекловатых и вариолитовых ферробазальтах. Так, среди клицопироксенов, содержащих от 0.28 до 1.49 мае. % ZnO, выделяется 4 группы: 1. Иньектиты в трещинах контракции (Wo2o, Fs45, En35 , А120з 1.53 мас. %). 2. Рудные ликваты (Wo47, Fs26 E1127, AI2O3 8.38 мас. %). 3. Вспененные каемки у крупных газовых пор (Wo46, Fs2o, En34, А1203 4.94 мас. %). 4. Шестоватые кристаллы, растущие из газовой фазы (Wo37, Fs25, En38, А1203 9.26 мас. %).
Оливины встречаются в трех типах рудных ликватов и имеют довольно широкие вариации составов: 1) безсульфидные (магнетитовые) Fo60; 2) сульфидно-оксидные Fo76; 3) оторочки вокруг газовых пор Fo69- Плагиоклазы в рудных ликватах имеют существенно более кислый состав, чем в ксенолитах и основной массе ферробазальтов - An -so. Весьма характерны составы магнетитов рудных ликватов. В отличии от таковых основной массы ферробазальтов они практически не содержат титана и ванадия, но в них высоки содержания цинка (1.17-1.62 мае. %) и марганца (0.13-0.33%). «Рудные расплавы» в ферррбазальтах ХХФ имеют ряд особенностей: 1) широкую вариативность составов; 2) аномальные составы в отношении содержания рудных элементов и летучих; 3) сопряженность с практически жидкими (мало порфировыми лавами) субстратами, имеющими невысокие температуры ликвидуса и высокий потенциал кислорода. Часть таких расплавов не отличается от ликватов, которые обнаруживаются во включениях минералов или интерстициальных жидкостях в ксенолитах ХХФ (Dixon et al., 1986), или описанных в лавовом «озере» Ики (Helz et al., 1989) (рис. 6.2), другая - не сопоставима с ними по указанным выше характеристикам. Поскольку ликвация в интерстициальных расплавах отмечается только при весьма высокрй кристалличности исходного расплава і (Helz et al., 1989; Dixon et al., 1986), возникает проблема объяснения наблюдающегося в малопорфировых лавах феномена существования больших объемов практически не содержащей кристаллов ферробазальтовой жидкости, в которой находятся относительно большие количества вспененных ликватов, среди которых статистически выделяется не менее 9 типов жидких фракций (Шарапов и др., 2000). При этом в них при максимальном содержании серы минимальным оказывается концентрация хлора и, наоборот, - высокие содержания хлора в стекле сопряжены с высоким содержанием магнетита и иногда отсутствием пирротина при наличии сфалерита. Обращают на себя внимание большие вариации титана при более низком его содержании, чем в «обычных» интерстициальных жидкостях. Отметим, что все перечисленные особенности рудных расплавов ХХФ обнаруживаются и в образцах ферробазальтов САХ, содержащих каплевидные рудно-силикатные обособления, драгированных в различных сегментах Центрального сектора САХ (Шарапов и др., 2000).
Иными словами, такие «рудные расплавы» затруднительно отнести к ординарным остаточным или ликвационным жидкостям типа тех, что описываются, например, в «озере» Ики (Helz et al., 1989). Если объяснять их природу по схеме «всплывания» интерстициальной пузыристой жидкости, как это предполагается в случае образования сегрегационных жил, то возникает ряд сложностей, таких как: 1) причина одновременного появления столь разнообразных и неустойчивых по составу расплавов в области ретроградного кипения в кумулусном горизонте; 2) причина слабого проявления кристаллизации в верхней части камеры, откуда питаются трещинные извержения осевых рифтов СОХ; 3) как при ретроградном кипении столь значительно различается состав, так и значительно меняются концентрации цинка, серы и хлора в расплаве.
Таким образом, как уже говорилось в главе № 4, в океанических базальтах установлено существование двух типов «рудных расплавов»: 1. Преимущественно сульфидные (пирротиновые), связанные с насыщением базитового расплава на ликвидусе серой. 2. Продукты распада остаточных расплавов в виде кислых, щелочных, основных и сульфидно-оксидных жидких фракций, появление которых сопряжено с насыщением расплавов летучими и ретроградным кипением. Указанные расплавы образуются во всех структурно-динамических зонах кристаллизации малоглубинных интрузивных камер.
Анализ схемы фракционирования базитовой жидкости в промежуточных камерах свидетельствует о том, что ферробазитовые «рудоносные» жидкости могут появиться лишь в малоглубинной интрузивной камере (рис. 6.4 - 6.5). Если эта модель верна, то статистические отношения объемов «исходных» базальтов (Ь) и ферробазальтов (fb) в разрезе дифференцирующегося интрузива в оптимальный для образования ферробазальтов этап фракционирования должны быть порядка 0,3 fb/(b+fb). В ХХФ (объем выборки более 160 анализов) данное отношение близко 0,36. Для описанного сегмента ВТП (выборка объемом более 300 анализов) отношение - 0,48.
Идея о формировании «рудоносных» ферробазитовых расплавов в малоглубинных магматических камерах в результате дифференцирования примитивных базальтов появилась достаточно давно (Niu, Batiza, 1993; Yang et al., 1996; Шарапов и др., 1998; Шарапов и др., 1999; Шарапов, Жмодик, 2000 и многие другие). При этом возникли трудности в объяснении природы аномальных содержаний в них воды и хлора (Шарапов и др., 2000; The Geology and Petrology..., 1997). Обнаружение в них также «цинкистых рудных расплавов» и значительных проявлений сублиматов магматических газов (Шарапов и др., 2000) потребовало искать механизмы интенсивного накопления в остаточных расплавах весьма значительных содержаний летучих и цинка. Это привело к формулировке идеи об одновременном существовании не менее двух разноглубинных интрузивных камер, находящихся на разной стадии «фракционной» эволюции магмы (Шарапов и др., 2000). Мы связали их с барбатированием газов через ферробазальтовую жидкость в малоглубинной камере газов, поступающих из более глубоко залегающего очага, где процессы кристаллизационной дифференциации привели к появлению достаточно большой массы фракционатов, из которых и сформировалось малоглубинное магматическое тело (Шарапов и др., 1998). Похоже, что эта гипотеза находит некоторое подтверждение При анализе физико-химических условий образования различных структурно-минералогических типов габброидных ксенолитов в ферробазальтах (см. выше).
В рассмотренном выше примере сегмента Клефт показано, что из малоглубинной камеры в основном и происходит питание неовулканических извержений. Проведенные построения фракционных последовательностей показывают, что такая схема не противоречит ни виду петрохимического тренда, ни физико-химическим параметрам в разно-уровневых магматических камерах при его реализации. Возможно, как и в случае Гавайской системы, здесь существует несколько камер. В случае сегмента Клефт уверенно можно говорить, по крайней мере, не менее, чем о двух сопряженных через проводники интрузивных камерах, которые, похоже, имеют единый мантийный источник, из которого на поверхность морского дна изредка прорываются «примитивные» расплавы. Эти первичные жидкости должны быть «несколько» обогащены летучими в сравнении с N-MORB. При этом от места к месту по простиранию хребта состав плавящегося субстрата в отношении содержания в нем примесных элементов и летучих неоднороден, как неоднородны и тектонические условия перемещения выплавок в литосферу и на поверхность морского дна. Из решения задачи динамики развития магматической системы под гребнем СОХ в рамках модели активного спрединга следует, что кровля зон декомпрессионного плавления располагается в недрах верхней мантии глубже 40 км от поверхности морского дна (Шарапов и др., 2000). С этой точки зрения схема полибарического фракционирования как N-MORB, так и пикритоидных расплавов позволяет объяснить причину появления ферробазальтов как продуктов разделения петрогенных компонентов в интрузивных камерах. Заметим, что полная физико-химическая схема формирования последовательности «базальт-ферробазальт-риолит» на основе экспериментальных данных приведена в работе О.А. Луканина (1991).
