НАЗАД

Леднева Г.В.

ПЕТРОЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ ВЕРХНЕМЕЗОЗОЙСКИХ ИНТРУЗИВНЫХ ПОРОД ЗАПАДНОЙ КАМЧАТКИ (РАЙОН ГОРЫ МОРОШЕЧНАЯ)

Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 109180 Москва, Старомонетный пер., 22; e-mail: Ledneva@ilran.ru

Введение.

Вещественная характеристика меловых образований, выделяющихся в составе Палано-Омгонского коллизионного пояса [1] до настоящего времени оставалась неизученной. В предлагаемой работе приводятся результаты петролого-геохимических исследований интрузивных пород района г. Морошечная (Западная Камчатка, пос. Усть-Хайрюзово), которые не имеют аналогов ни среди образований Олюторского региона, ни центральной, ни восточной Камчатки.

Геолого-структурное положение.

На западных склонах г. Морошечная (рис. 1) распространены оливиновые и безоливиновые габбро, которые слагают небольшие по размерам тектонические блоки (размеры наиболее крупного из них составляют около 5 км в длину и 0.5≈1.0 км в ширину). Эти блоки выстраиваются в цепочку субмеридионального простирания протяженностью около 50 км, прослеживающуюся вплоть до побережья Охотского моря (район м. Хайрюзова), и, возможно, образуют единый покров. Один из изученных блоков был установлен в пределах локальной зоны разрывных нарушений, разделяющей терригенные образования эоценового и неогенового возрастов. Ограниченное число коренных выходов пород не позволило выяснить внутреннее строение блоков. Тем не менее, поскольку обогащенные оливином и безоливиновые габбро, пространственно совмещенные в пределах одного блока, обнаруживают сродство к разным петролого-геохимическим типам можно предполагать их принадлежность разным геологическим телам. Возраст пород достоверно не известен, условно он может быть принят как позднемеловой.

Петрографическая характеристика пород.

Свежие габброиды √ средне- и крупнозернистые породы офитовой структуры. Они представлены оливиновыми и безоливиновыми разновидностями. Оливин, количество которого варьирует в породах от ~30 до 5 %, образует идиоморфные кристаллы размером от 0.5 до 2.0 мм. Плагиоклазы образуют удлиненно-таблитчатые и таблитчатые кристаллы, которые нередко заключены в клинопироксены неправильных очертаний. Акцессорные минералы представлены магнетитом или шпинелями, которые образуют мелкие идиоморфные кристаллы в плагиоклазах и клинопироксенах. Повышенный идиоморфизм оливина позволяет предполагать его аккумуляцию, возможно, вместе с рудным минералом на ранних стадиях кристаллизации расплава. Последующее выделение минеральных фаз происходило в порядке: плагиоклаз ╠ рудный минерал ? плагиоклаз + клинопироксен ╠ рудный минерал.

Габброиды в различной степени изменены: встречаются как практически свежие разновидности, так и породы степень вторичных преобразований которых составляет 100 %. В оливиновых габбро как в слабо-, так и сильнометаморфизованных оливины замещены агрегатом серпентина и тонкорассеянного магнетита, плагиоклазы соссюритизированы, клинопироксены не обнаруживают признаков вторичных преобразований. В безоливиновых разновидностях плагиоклазы замещены соссюритом, по клинопироксену развита роговая обманка, а интерстициальное пространство выполнено амфиболом тремолит-актинолитового ряда.

Характеристика химизма пород. Наличие хорошо выраженных корреляций породообразующих и рассеянных элементов в зависимости от кремнекислотности и от магнезиальности, а также идентичный характер поведения элементов как в свежих, так и в сильно измененных разновидностях позволяет предполагать, что составы изученных пород близки к первичным, а вторичные преобразования не приводили к существенному перераспределению компонентов.

Составы пород приведены в таблице 1. Габброиды показывают широкие вариации MgO от 23.90 до 11. 89 % в оливиновых разновидностях и от 7.19 до 2.54 % в безоливиновых породах при незначительном росте SiO2. Вариации породообразующих и рассеянных элементов в зависимости от MgO, в целом, согласуются с фракционированием из расплава минеральных фаз в порядке, установленном при петрографическом изучении. Однако поведение рассеянных компонентов однозначно указывает на кристаллизацию сильно и слабо оливиновых габбро и безоливиновых габбро из разных родоначальных расплавов.
 

Посмотреть таблицуТаблица 1. Посмотреть рисунокРис. 1.

Оливиновые габбро. Выявление среди оливиновых габбро высокомагнезиальных разновидностей позволяет предполагать кристаллизацию этой группы пород либо из (а) пикритового/базальтового, либо (б) бонинитового расплавов. По уровню обогащения SiO2, MgO и K2O+Na2O, обогащенные оливином габбро сопоставимы с пикритами, слабо оливиновые габбро √ с базальтами [6]. Однако повышенные содержания MgO, видимо, обусловлены аккумуляцией оливина на ранних стадиях кристаллизации расплава.

Обогащенные оливином породы обнаруживают низкий уровень накопления всех некогерентных элементов и отрицательную аномалию Zr, резко обогащены когерентными элементами, такими как Pb, Th, U, Rb, Ba, К и Sr, что обуславливает U-образную форму спектров на многоэлементных диаграммах (рис. 1А). Кроме того, высокомагнезиальные габбро сильно деплетированы легкими РЗЭ относительно тяжелых и в меньшей степени средних ((La/Yb)N = 0.16≈0.29, (La/Sm)N = 0.50≈0.67), что обуславливает Z-образную форму спектров РЗЭ (рис. 1Аа). Аномалии Eu не установлены. Слабо оливиновые габбро, в целом, показывают сходные вариации рассеянных комнонентов, но в меньшей степени деплетированы легкими РЗЭ ((La/Yb)N = 0.58, (La/Sm)N = 0.58). В оливиновых габбро спектры распределения литофильных элементов и РЗЭ наиболее близки к таковым в низко-Ti низко-LaNd бонинитах, например, из комплекса Бетс Ков (Ньюфаулэнд, Канада) [2]. Обогащенные оливином габбро обнаруживают, кроме того, идентичные породам бонинитовой серии парные значения отношения Nb/Y √ Zr/Y, Th/Yb √ Ta/Yb и (La/Nd)N - (Sm/Yb)N. Однако изученные породы по сравнению с низко-LaNd бонинитами обогащены в два раза MgO, на порядок √ Cr и обеднены приблизительно на 10 % SiO2. Эти особенности химизма изученных пород можно объяснить интенсивной аккумуляцией оливина, поскольку это, с одной стороны, будет приводить к относительному понижению концентраций литофильных элементов и РЗЭ, но с другой стороны, не изменит форму спектров.

Безоливиновые низкомагнезиальные габбро показывают иные соотношения когерентных и некогерентных элементов. Они обнаруживают низкие значения LILE/HFSE отношений, относительное деплетирование Th-U и Zr-Hf и слабо выраженные положительные аномалии Nb (Nb/Nb* = 1.22≈1.47) и Ta (Ta/Ta* = 1.08≈1.25) (рис. 1Б). РЗЭ характеризуются 10-30 кратным обогащением относительно хондрита и нефракционированным распределением РЗЭ ((La/Yb)N = 0.83≈0.98, Eu/Eu* = 1.00≈1.06) (рис. 1Бб).

Геохимические характеристики безоливиновых габбро двойственны. С одной стороны, низкие значения Th/Yb √ Ta/Yb отношений и соотношения Ta, Hf и Th сближают их с толеитами спрединговых центров океанов (MORB). С другой стороны, низкие значения (La/Nb)PMN (0.81≈0.98) отношений, повышенные значения Nb/Y (0.12≈0.17) при умеренных величинах Zr/Y (1.76≈2.11) отношений, а также нефракционированный характер распределения легких РЗЭ при высоком уровне накопления всех лантаноидов, превышающем таковой в MORB, свидетельствуют об их сходстве с магматическими породами верхнемантийных плюмовых ассоциаций [5], например, Исландии.

Геодинамическая интерпретация петролого-геохимических данных.

Химизм оливиновых и безоливиновых габбро указывает на их кристаллизацию из бонинитового и толеитового расплавов, соответственно. Образование бонинитов отражает специфические геохимические, термические и тектонические условия. Появление геотермических аномалий, вызывающих плавление высокодеплетированных мантийных перидотитов (гарцбургитов) на малых уровнях глубинности и приводящих к появлению пород бонинитовой серии, связывают (1) с субдукцией молодой разогретой литосферной плиты или же спредингового центра [3, 8, 10]; и/или (2) с влиянием мантийного плюма [7].

Выявление в изученной ассоциации безоливиновых габбро, кристаллизация которых происходила из толеитового расплава сходного как с MORB, так и с вулканитами верхнемантийных плюмовых ассоциаций, видимо, указывает на взаимодействие мантийного плюма с веществом надсубдукционного клина. В современных геодинамических обстановках примерами подобного взаимодействия являются преддуговые бассейны Идзу-Бонинской и Марианской дуг [7] и, возможно, дуги Тонга [9, 11].

Для проверки гипотезы, высказанной для интрузивных пород хребта горы. Морошечная, требуется проведение дополнительных, прежде всего, изотопных исследований.

Благодарности. Работа выполнена при финансовой поддержке проекта РФФИ (01-05-64019, 00-15-98479). Автор работы признателен Н.А. Богданову за возможность проведения полевых исследований, К.Т. Халлокеру и Дж.И. Гарверу за предоставленную возможность использования лабораторной базы геологического отделения Юнион колледжа (Скенектади, штат Нью-Йорк, США) и помощь при проведении аналитических работ. Автор благодарен Н.И. Филатовой и А.Н. Сухову за продуктивные дискуссии.

Литература

1. Богданов Н.А., Чехович В.Д. О коллизии Западно-Камчатской и Охотоморской плит // Геотектоника. 2002. ╧ 1. СС. 72≈85.
2. Bedard J.H. Petrogenesis of boninites from the Betts Cove ophiolite, Newfoundland, Canada: identification of subduction zone component // J. Petrol. 1999. V. 40. PP. 1853≈1889.
3. Crawford A.J. Falloon T.J., and Green D.H. Classification, petrogenesis and tectonic setting of boninites // In Crawford A.J. (Ed.), Boninites. Unwin Hyman: London, 1989. PP. 1≈49.
4. Hofmann A.W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 90. PP. 297≈314.
5. Kerr A.C., White R.V., and Saunders A.D. LIP Reading: recognizing oceanic plateaux in the geological record // J. Petrol. 2000. V. 41. PP. 1041≈1056.
6. Le Bas M.J. IUGS Reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks // J. Petrol. 2000. V. 41. PP. 1467≈1470.
7. Macpherson C.G., and Hall R. Tectonic setting of Eocene boninite magmatism in the Izu-Bonin-Mariana forearc // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V. 186. PP. 215≈230.
8. Pearce J.A., Thrilwall M.F., Ingram G., Murton B.J. Arculus R.J., and S.R. van der Laan Isotopic evidence for the origin of boninites and related rocks drilled in the Izu-Bonin (Ogasawara) forearc, Leg 125 // In Fryer P., Pearce J.A., Stokking L. et al. (Eds.), Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results 125, 1992. PP. 237≈261.
9. Poreda R. Helium-3 and deuterium in back-arc basalts: Lau basin and Mariana trough // Earth Planet Sci. Lett. 1985. V. 73. PP. 244≈254.
10. Taylor R.N., Nesbitt R.W., Vidal R.S., Harmon B., Auvray I.W., and Croudace I.W. Mineralogy, chemistry and genesis of boninite series volcanics, Chichijima, Bonin Islands, Japan // J. Petrol. 1994. V. 35. PP. 577≈617.
11. Wendt J.I., Regelous M., Collerson K.D., and Ewart A. Evidence for a contribution from two mantle plumes to island-arc lavas from northern Tonga // Geology. 1997. V. 25. PP. 611≈614.

НАЗАД