УДК 552.11,552.4,551.22
ВЫСОКОБАРИЧЕСКИЕ УЛЬТРАМАФИТЫ В НИЖНЕКОРОВЫХ ПОРОДАХ ПЕКУЛЬНЕЙСКОГО КОМПЛЕКСА, ЦЕНТРАЛЬНАЯ ЧУКОТКА. 1. ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
© 2013 г. Б. А. Базылев*, Г. В. Леднева**, Н. Н. Кононкова*, А. Ишиватари***
*Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН ул. Косыгина, 19, Москва, 119991, Россия; e-mail: bazylev@geokhi.ru
**Геологический институт РАН Пыжевский пер., 7, Москва, 119017, Россия; e-mail: ledneva@ilran.ru ***Center of NEAsian Studies, Tohoku University, Kawauchi, 41, Sendai 980-8576, Japan; e-mail:geoishw@cneas.tohoku.ac.jp Поступила в редакцию 17.09.2011 г.
Получена после доработки 15.05.2012 г.
В составе тектонических блоков Пекульнейского комплекса (Центральная Чукотка) описывались дуниты, перидотиты, оливиновые и шпинелевые пироксениты наряду с метагабброидами, а также гранат-роговообманково-клинопироксеновые и цоизит(клиноцоизит)-гранат-роговообманковые породы, индикаторные для высокобарических комплексов. Однако выводы предшествовавших исследователей относительно состава, строения, обстановки и механизмов формирования этой ассоциации пород крайне противоречивы. Представленные в настоящей статье результаты петрографического и минералогического исследования свидетельствуют о том, что в блоках комплекса присутствуют тела кумулятивных ультрамафитов во вмещающих метаморфических породах. Эти соотношения подтверждены обнаружением ксенолитов и ксенокристов метаморфических пород в ультрамафитах. Вмещающие метаморфические породы представлены нижнекоровыми амфиболитами и кристаллическими сланцами с пиковыми параметрами метаморфизма, отвечающими высокобарической области эпидот-амфиболитовой фации (610—680°С, 9—14 кбар). Все разновидности ультрамафитов в изученных блоках комплекса представляют единую кумулятивную серию (от ду-нитов до клиноцоизит-гранатовых горнблендитов): составы их первичных минералов обнаруживают закономерные корреляции, близкие к трендам кристаллизационной дифференциации. Особенностями ультрамафитов Пекульнейского комплекса являются ранняя кристаллизация роговой обманки (присутствующей уже в перидотитах), широкий интервал кристаллизации граната (в ассоциации с клинопироксеном, цейлонитом и роговой обманкой), кристаллизация магматического клиноцоизита в наиболее дифференцированных ассоциациях (с гранатом, роговой обманкой и клинопироксеном) и отсутствие признаков кристаллизации плагиоклаза; содержание глинозема в клинопироксенах из наиболее дифференцированных ультрамафитов превышает 15 мас. %. Проведенная типизация пород комплекса является основой для интерпретации геологических взаимоотношений между ними, а также для выяснения закономерностей внутреннего строения блоков комплекса и тел кумулятивных ультрамафитов в их составе.
DOI: 10.7868/S0869590313030023
ВВЕДЕНИЕ
Гранатовые пироксениты (породы, сложенные преимущественно низконатриевым клинопироксеном и обогащенным пироповым компонентом гранатом) являются характерным членом высокобарических ультрамафитовых или ультрама-фит-мафитовых ассоциаций. Подобные ассоциации пород известны в сериях ксенолитов (Pearson et al., 2003; Berger et al., 2007), в составе массивов орогенных лерцолитов (Bodinier, Godard, 2003), в виде отдельных блоков в меланже в зонах крупных разломов (Пушкарев и др., 2010), а также в составе метаморфизованных в эпидот-амфибо-литовой, амфиболитовой или гранулитовой фаций комплексов, связываемых с выведенными на
поверхность мантийно-нижнекоровыми горизонтами островных палеодуг (Berger et al., 2009; 2011; Arif, Jan, 2006). Морфологически гранатовые пироксениты могут слагать отдельные слои в полосчатом переслаивании пород, а также формировать жильные тела, секущие полосчатость вмещающих пород.
Образование гранатовых пироксенитов и ассоциирующих с ними пород в разных объектах в настоящее время связывается с процессами кумулятивного осаждения кристаллизующихся минералов на стенках магматических каналов или в глубинных магматических камерах (Bodinier, Godard, 2003; Garrido et al., 2006; Berger et al., 2007), с процессами взаимодействия просачивающихся
расплавов (или флюидов) с вмещающими породами (Clarke et al., 2005), с наложением на низкобарические интрузивные породы высокобарического метаморфизма (Kelemen et al., 2003), с изобарическим остыванием безгранатовых интрузивных пород (Berger et al., 2009), с процессами частичного плавления нижнекоровых пород основного состава (Daczko et al., 2001; Garrido et al., 2006). Породы, состав которых отражает состав расплавов (расплавы, кристаллизовавшиеся in situ), в высокобарических комплексах отмечаются крайне редко; обычно это дифференциаты среднего состава, и в качестве их типичной черты, в частности, отмечается присутствие акцессорного апатита (Pearson et al., 2003; Jagoutz et al., 2007). При этом в одном комплексе разные породы могут иметь разные механизмы формирования, а иногда разные исследователи приходят к разным выводам о механизме формирования одних и тех же пород. Очевидно, существует несколько механизмов формирования данных пород, и в каждом случае он должен устанавливаться на основании детального изучения геологических взаимоотношений пород, их петрографии и минералогии. Использование только геохимических методов (Garrido et al., 2006; Dhuime et al., 2007) не позволяет однозначно решить эту проблему.
Интерес к петрологии высокобарических уль-трамафит-мафитовых комплексов резко возрос в последнее десятилетие в связи с гипотезами наращивания континентальной и островодужной коры продуктами фракционирования мантийных расплавов, внедряющихся в ее основание или нижние горизонты ("underplating") (Berger et al., 2007) и последующей деламинации фрагментов нижней коры (Jull, Kelemen, 2001). Глубинное фракционирование мантийных расплавов ведет к определенной геохимической специфике их диф-ференциатов (Kelemen et al., 2003); в частности, внедрение базальтовых расплавов на нижнекоро-вые уровни с последующей высокобарической дифференциацией (с формированием кумулятивных ультрамафитов) и частичным плавлением вмещающих пород позволяет воспроизвести особенности составов дифференцированных остро-водужных пород лучше, чем малоглубинная дифференциация или водное плавление коровых пород (Annen et al., 2006).
При допущении, что островодужная кора формируется за счет дифференциатов после глубинной (8—15 кбар) кристаллизации водосодержа-щих надсубдукционных расплавов (с формированием комплементарных кумулятивных пород в коре и верхней мантии), кумулятивные ультрама-фиты должны составлять значимую часть корово-мантийного разреза (от 10—30% (Kelemen et al., 2003; Greene et al., 2006) до 40-60% (Muentener, Ulmer, 2006)), а существенная их часть должна быть представлена гранатовыми, роговообманко-
во-гранатовыми и шпинель-гранатовыми пирок-сенитами.
Между тем в составе известных высокобарических ультрамафит-мафитовых кумулятивных комплексов гранатовые пироксениты довольно редки. Они описаны в надсубдукционном комплексе Джиджал в Кухистане, где частью исследователей рассматриваются как кумулятивные (Arif, Jan, 2006), а частью также как возможные реститы от частичного плавления амфиболитов (Garrido et al., 2006), при этом ассоциирующие с ними ду-ниты, верлиты и клинопироксениты рассматриваются как продукты реакции между мантийными перидотитами и расплавами бонинитовой природы (Burg et al., 1998; Garrido et al., 2007). Шпинелевые и гранат-шпинелевые пироксениты описаны также в составе надсубдукционного высокобарического комплекса Амалаулау в Мали (Berger et al., 2009; 2011), при этом первые интерпретированы как кумулятивные, а вторые — как метаморфические.
Предметом исследования в настоящей статье являются гранатовые пироксениты, установленные в южной части хребта Пекульней, Центральная Чукотка (Кайгородцев, 1961), и ассоциирующие с ними породы; наиболее крупный выход этих пород известен как Пекульнейский массив. Предшествующие исследователи приходили к разным и во многом взаимоисключающим взглядам на природу, состав и происхождение этой ассоциации пород (см. Приложение), что отразилось, в частности, в отсутствии установившегося для нее названия. Ее называли дунит-шпинель лерцолит (верлит) — эклогитовым комплексом (Марков и др., 1982), метаморфизованным кумулятивным ультрабазит-габбровым комплексом (Паланджян и др., 1982), эклогит-шпинель-ультрабазит (перидотит)-метагаббровым комплексом (Некрасов, Сумин, 1987; Некрасов, Ляпунов, 1987), метаморфогенно-магматическим комплексом хр. Пекульней (Ставский и др., 1994; Морозов, 2001), ультрабазит-метагаббро-грану-литовым комплексом (Некрасов, 2002), Пекуль-нейским гранатово-метагаббро-ультрамафито-вым комплексом (Ishiwatari et al., 2007). А.Н. Перцев использовал термины "пекульнейский ультрамафитовый комплекс" (1987а) и "глубинный ультрамафитовый комплекс хр. Пекульней" (1988б), однако, в отличие от остальных исследователей, распространял их только на дуниты, перидотиты, шпинелевые и шпинель-гранатовые пироксениты, не относя к этому комплексу такие тесно ассоциирующие с ними породы, как гранатовые клинопироксениты, гранат-клинопирок-сен-роговообманковые породы и метаморфические породы (метагабброиды).
2
3
4
5
6
7
8
9
10 11
Рис. 1. Тектоническая позиция хр. Пекульней в структурах Центральной Чукотки (Морозов, 2001). 1 — Чукотский континент (микроконтинент в настоящей статье); 2 — Омолонский микроконтинент, 3 — Эскимосский массив, 4 — Удско-Мургальская система, 5 — Алгано-Великореченская зона, 6 — Пекульнейско-Золотогорская система, 7 — Корякско-Камчатская область, 8 — Охотско-Чукотский вулканический пояс, 9 — Анадырско-Бристольский вулканический пояс, 10 — кайнозойские впадины, 11 — Южно-Анюйская и Колючинско-Заливо-Крестовская сутуры. П — Пекульнейский блок; обозначения других блоков Пекульнейско-Золотогорской системы и их границы опущены.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ГРАНАТОВЫХ КЛИНОПИРОКСЕНИТОВ И АССОЦИИРУЮЩИХ ПОРОД В СТРУКТУРАХ ХРЕБТА ПЕКУЛЬНЕЙ
Хребет Пекульней, слагающий горное сооружение субмеридионального простирания на Центральной Чукотке, рассматривается как западный сегмент Пекульнейск
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.