ВУЛКАНОЛОГИЯ И СЕЙСМОЛОГИЯ, 2008, № 2, с. 83-96
УДК 552.11+552.3
МЕЛ-ПАЛЕОГЕНОВЫЙ МАГМАТИЗМ СРЕДИННОГО ХРЕБТА КАМЧАТКИ: ПРОБЛЕМА ИСТОЧНИКОВ МАГМ
© 2008 г. Г. Б. Флеров1, В. А. Селиверстов2
1Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, 683006 2Музей Землеведения Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова, Москва, 119899
Поступила в редакцию 10.04.2007 г.
На основе опубликованных и новых данных предлагается петрологическая модель формирования предорогенной позднемеловой-палеогеновой вулкано-интрузивной формации. В основу модели положен принцип плюмовой геодинамики: гомодромное поступление магм дунит-клинопироксенит-габбровой ассоциации в верхние горизонты литосферы обязано плавлению неоднородного состава субстрата верхней мантии под воздействием восходящего глубинного флюида, содержащего фосфор-калиевую компоненту. Показана комагматичность разнофациальных проявлений: базальт-трахибазальт-латит и габбро-монцогаббро-сиенит, эволюционирующих в процессе кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы под контролем трансмагматического флюида. Предлагается вариант петрогенезиса пород высококалиевой базальтовой серии.
Настоящая статья представляет собой попытку разобраться в природе и последовательности процессов, которые привели к созданию сложно построенной вулкано-плутонической формации [25, 26, 27, 28]. Для решения поставленной задачи привлечены известные данные по геологии магматических тел формации, петрографии и петро-химии дискретных типов пород и минералогии проходной группы минералов-клинопироксенов. Выходы пород формации прослеживаются прерывистой полосой вдоль восточного склона Срединного хребта, обнажаясь от верховьев р. Кирга-ник на севере до долины р. Озерная Камчатка на юге (рис. 1). В полном объеме формация включает дунит-клинопироксенит-габбро-сиенитовый интрузивный комплекс, а также лавы, субвулканические тела, дайки и вулканогенно-осадочные и осадочные образования кирганикской свиты. Подобная интрузивная ассоциация развита также и на территории Корякского нагорья [11, 25, 27-29]. Если процессы, определяющие генезис кирганик-ских вулканитов, расшифровываются достаточно достоверно, то вопросы происхождения вулкано-плутонической формации в целом еще далеки от однозначного понимания.
Основные черты строения, состава и происхождения вулканической части формации рассмотрены ранее [25, 27]. Установлено, что вулканическая фация представлена двумя сериями пород: плагиокла-зовой шошонитовой и бесплагиоклазовой высококалиевой щелочной. В составе первой присутствуют базальты, базальты с повышенным содержанием ТЮ2, трахибазальты, трахиандезитобазальты, теф-
риты, латиты, эссекситы. Ко второй серии относятся лавы состава абсарокита, аполейцитита, лейцит-содержащие шонкинит-порфиры и субвулканические тела и дайки шонкинитов, эпилейцитовых шонкинитов, силлы ортоклазовых пироксенитов. Пространственная сопряженность пород указанных серий в разрезе свиты свидетельствует о синхронности извержений, завершившихся внедрением субвулканических интрузий высококалиевого базальтового состава и широкомасштабным калиево-фос-форным метасоматозом, структурно связанным с питающими системами кирганикских палеовулка-нов. В результате были образованы обширные поля пироксен-ортоклазовых, биотит-ортоклазовых и ортоклазовых метасоматитов с неизменным присутствием апатита, а также медно-сульфидного оруде-нения [18]. Формирование химического и минерального составов вулканитов происходило при участии различных процессов: фракционирования, смешения расплавов, привноса калия трансмагматическими флюидами и кристаллизации в широком диапазоне температур и давлений [27].
Общеизвестно, что термин "формация" обозначает сообщества парагенетически связанных горных пород, характеризующихся единством времени и места происхождения и относящихся к одному этапу геотектонического цикла. В данном случае объединение вулканических и интрузивных образований в единую вулкано-плутоническую формацию определяется их проявлением в пределах одной геологической структуры, относительно близкими значениями абсолютных возрастов и сходством петрохимии, геохимии и изотопного состава пород
157°15'
55°20'
54°00'
У X \
« (
и ¡2 Г
V
Рис. 1. Схема размещения позднемеловых-палеогеновых магматических образований Центральной Камчатки: 1 - аллювиальные отложения; 2 - нижнечетвертичные базальты; 3 - неогеновые вулканогенные образования; 4 - палеогеновые вулканогенно-осадочные образования кирганикской свиты; 5 - верхнемеловые вулканогенно-кремнистые отложения ирунейской свиты; 6 - палеозойские и протерозойские метаморфические образования Срединного массива; 7,8 - интрузии простого строения: сиенитов (7), клинопироксенитов (8); 9 - полифазные массивы; 10 - геологические границы установленные (а) и предполагаемые (•); 11 - зона глубинного разлома (а) и разломы предполагаемые (•); 12 - точка находки ксенолита клинопироксенита в лавобрекчии трахибазальта. Номера на схеме соответствуют массивам: 1 - Филиппа (дунит-клинопироксениты); 2 - Евсейчихскому (клинопироксениты); 3, - Евсейчихскому (габбро-сиениты); 4 - Среднеандриановскому (габбро-сиениты); 5 - р. Левая Андриановка (сиениты); 6 - Левоандриановскому (дунит-клинопироксенит-сиениты); 7 - Кунчевскому (дунит-клинопироксенит-габбро); 8 - р. Озерная Камчатка (клинопироксенит-габбро-монцониты). На врезке - район исследований.
Рис. 2. Дунит. а - включение зерна диопсида в оливине; б - зерно клинопироксена в дуните (Эй), замещенное амфиболом (НЬ1) + флогопитом (РЫ); 8р - шпинель. Микроснимки в отраженных электронах, полученные на микрозонде "СатеЬах". Размер рамок 300 мк.
разной фациальной принадлежности [10, 25, 28]. Как видно на рис. 1, выходы кирганикских вулканитов и интрузивных массивов прослеживаются вдоль субмеридионально ориентированного генерального разлома, разделяющего метаморфические породы палезойского и протерозойского возраста Срединного массива и верхнемеловые вулканогенно-кремнистые накопления ирунейской свиты [5]. Представляется, что такая геологическая позиция при ограниченной площади их развития не является случайной и свидетельствует о том, что поступление расплавов в верхние структурные горизонты коры контролировалось единой магмоподводящей системой.
Строение типичных массивов интрузивного комплекса. Кунчевский дунит-клинопироксенит-габбровый массив [29]. Вмещающая рама - туфо-генно-кремнистая флишевая толща верхнемелового возраста. В составе массива выделяются четыре интрузивные фазы: дунит, клинопироксенит, габбро и монцогаббро, внедрившиеся в одну камеру в гомодромной последовательности. В дунитах отмечается полосчатость, сложенная крупно- и мелко-среднезернистыми разностями. Верлиты представлены крайне редко и обнаружены как фация среди дунитов. Клинопироксениты представлены двумя разновидностями: зелеными крупнозернистыми диопсидитами (пироксенит-1) и серыми мелко- и среднезернистыми биотитовыми пироксенитами, сложенными салитом (пироксе-нит-2). Пироксенит-1 формирует дискретное тело и жилы в дунитах, а также магматические брекчии с включениями обломков последних. Пироксенит-2 обнаружен в виде четко ограниченных прожилков в дуните и ксенолитов в монцогаббро. Отмечаются также "псевдоверлиты" - диопсидиты с реликтами
серпентинизированного оливина [29]. В оливине дунитов в качестве минерала-узника встречаются округлые зерна диопсида и включения овальной формы, по характеру выделения соответствующие "расплавным" (рис. 2а, 3). Состав одного из проанализированных включений также соответствует диопсиду, а в его пределах на контакте с минералом-хозяином отмечается обособление шпинели. Кроме того, в крупнозернистом дуните обнаружены зерна клинопироксена овальной, как бы оплавленной формы, по которым в качестве псевдоморфозы развивается хромистый амфибол
и
01
Б1
Рис. 3. Дунит. "Расплавное" включение состава диопсида (Э1) с рудной фазой в оливине (01). Микроснимок в отраженных электронах, полученный на микрозонде "СатеЬах". Размер рамки 50 мк.
Рис. 4. Верлит из Левоандриановского массива. Структура взаимоотношения оливина (01) и клинопи-роксена (Срх). По периферии последнего видна реакционная каемка. Шлиф.
(Сг203 = 1.27-1.64 и №20 = 2.1-2.57 мас.% при f = 8.6-14.7) и частично флогопит (рис. 26). Метасома-тические амфиболы, сходные по составу с данной псевдоморфозой, обычны для родингитов из ба-зит-гипербазитовых комплексов Камчатки [20]. В этой связи минеральную ассоциацию клинопирок-сен-амфибол с определенной степенью вероятности можно рассматривать в качестве ксеногенной фазы. Для монцогаббро характерны многочисленные шлиры габбро и наличие ксенолитов дуни-тов, пироксенитов и габбро. Образование щелочных расплавов обязано взаимодействию калиевого флюида с базальтовой магмой на стадии протокри-сталлизации последней [29].
Левоандриановский дунит-клинопироксенит-сиенитовый массив [12, 25] локализуется в плика-тивной структуре типа флексуры, сложенной зелеными сланцами андриановской свиты Р^, кристаллическими сланцами и гнейсами камчатской серии РИ2. Породы представлены, главным образом, ди-опсидитами и биотитовыми клинопироксенитами, в меньшей степени - косьвитами, встречаются оливи-новые разности, а также метапироксениты. В центральной части массива среди рыхлых отложений вскрываются дуниты и верлиты переменного количественно-минерального состава, что создает впечатление зональности. Наряду с обычными для таких пород микроструктурами, в верлитах наблюдаются участки, где оливин отчетливо цементирует зерна клинопироксена, по периферии которых наблюдается слабая реакционная каемка (рис. 4). Пи-роксениты прорываются сиенитами, в области контакта которых образуется мощная зона гастингсит-пироксен-ортоклазовых фенитов.
Массив Филиппа приурочен к зоне субширотного сброса, поперечного к генеральному глубинному
разлому. Вмещающие породы - зеленые сланцы, кристаллические сланцы, филлиты химкинской и хейванской свит палеозойского возраста. Массив сложен клинопироксенитами и серпентинизирован-ными дунитами в равных количествах. Установлено, чт
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.