Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Тектоническая эволюция и строение коры континентальных окраин севера Пацифики (обзор геолого-геофизических и новых изотопно-геохронологических данных с акцентом на Беринговоморский регион)
1.1. Тектоническая история 31
1.2. Геология районов проявлений кайнозойского щелочнобазальтового вулканизма с ксенолитами 35
1.2.1. Древнейшие метаморфические комплексы террейна Арктическая Аляска-Чукотка 35
1.2.2. Позднемезозойская магматическая история 62
1.2.3. Кайнозойский внутриплитный щелочнобазальтовый вулканизм и коровые ксенолиты 65
1.3. Геофизические данные 68
1.4 Выводы 71
Глава 2. Позднемезозойский магматизм и эволюция известково-щелочных магм Охотско-Чукотского вулканогенного пояса 73
2.1. Актуальность исследования и постановка проблемы 73
2.2. Краткие геологические сведения 81
2.3. Объекты исследований 84
2.4. Возраст Охотско-Чукотского вулканогенного пояса 85
2.4.1. Западно-Охотская фланговая зона 88
2.4.2. Охотский сегмент 89
2.4.3. Центрально-Чукотский сегмент 110
2.4.4. Восточно-Чукотская фланговая зона 111
2.4.5. Синхронные вулканические породы на Аляске и в Сихотэ-Алине... 111
2.5. Состав и эволюция известково-щелочных магм ОЧВП 114
2.5.1. Общая характеристика состава и сравнение с современными островными дугами
2.5.2. Андезиты 121
2.6. Изотопный состав источников магм 127
2.7. Выводы 133
Глава 3. Кайнозойский внутриплитный щелочнобазальтовый вулка низм Северо-Востока Азии и Аляски 136
3.1. Актуальность исследований, главные районы проявлений 136
3.2. Краткое геолого-петрологическое описание проявлений 141
3.2.1. Берингийская провинция позднекайнозойского базальтового вулканизма 141
3.2.2. Континентальная Северо-Восточная провинция 161
3.3. Геохимия 188
3.4. Давление и температура генерации магм 196
3.5. Эволюция и геодинамические условия проявления кайнозойского внутриплитного вулканизма 199
3.6. Глубинное строение коры и мантии под кайнозойскими внутриплит-ными вулканическими полями 202
3.7. Выводы 208
Глава 4. Меловая нижняя кора континентальных окраин севера Пацифики: петролого-геохроно логические данные по глубинным коровым ксенолитам 214
4.1. Типы ксенолитов 214
4.2. Петрология и геохимия глубинных коровых ксенолитов 217
4.2.1. Петрография 217
4.2.2. Геохимия главных элементов 222
4.2.3. Геохимия примесных элементов 234
4.2.4. Результаты минеральной термобарометрии 240
4.2.5. Изотопно-геохимические характеристики ксенолитов 244
4.3. U-Pb геохронология и геохимия циркона 248
4.4. Выводы 266
Глава 5. Формирование нижней коры и этапы эндогенных корообразующих процессов на континентальных окраинах 268
Выводы 280
Заключение 285
Литература
- Древнейшие метаморфические комплексы террейна Арктическая Аляска-Чукотка
- Возраст Охотско-Чукотского вулканогенного пояса
- Берингийская провинция позднекайнозойского базальтового вулканизма
- Петрология и геохимия глубинных коровых ксенолитов
Древнейшие метаморфические комплексы террейна Арктическая Аляска-Чукотка
Образцы вулканических, плутонических и метаморфических горных пород из Охотско-Чукотского вулканогенного пояса и гранито-гнейсовых куполов Северо-Востока Азии (Хабаровский край, Магаданская область, Чукотский автономный округ) собраны автором в процессе 16 полевых сезонов, включая международные экспедиции с участием американский, австрийских и итальянских ученых. Специальное внимание автор обращал на поиски уникально редких образцов мафических ксенолитов из ключевых проявлений внутриконтинентального позднекайнозойского щелочнобазальтового вулканизма (Вилига, Энмелен, Имурук на Рис. 1.1), несколько образцов с о. Нуни-вак и о. Св. Лаврентия любезно предоставлены С. Мукасой, А. Андрониковым и К. Уирсом, а с вулкана Бабушка в Приморье - А.А. Чащиным.
Рентгенофлюоресцентный анализ горных пород на главные и примесные элементы выполнен в СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан) на спектрометрах SRM-25 и VRA-30, используя стандартные процедуры анализа, при этом погрешности определения стандартов по главным элементам не превышали 0.4% для Si02 и 0.2% для остальных оксидов, для примесных элементов (Rb, Sr, Zr) погрешность не превышала 5-6%. ICP-MS анализ пород на примесные элементы выполнен в центрах коллективного пользования ИТиГ ДВО РАН (г. Хабаровск) и ИЗК СО РАН (г. Иркутск), повторяющиеся измерения стандартов BHVO-1, AGV-1 и BIR-1 показали погрешности не более 5-10%.
Измерение изотопных отношений Rb, Sr, Sm, Nd и Pb в валовом составе пород ксенолитов и монофракциях клинопироксена и плагиоклаза из них выполнено на многоколлекторных масс-спектрометрах высокотемпературной ионизации (TIMS) VG-Sector (Мичиганский Университет и Стэнфордский университет, США) а также в центре коллективного пользования ИЗК СО РАН (г. Иркутск) на масс-спектрометре Finnigan-262 и СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан) на масс-спектрометрах МИ-1201 и МИ-1201ИГ. Монофракции клинопироксена и плагиоклаза (размер кристаллов 0.3-0.5 мм, навеска -100 мг) были предварительно подвержены выщелачиванию в 2N HCL в течение 15 минут при температуре 85-90С. После стандартного растворения в концен трированной плавиковой кислоте с добавлением 14N HN03 и процедуры хро-матографического колонкового разделения (Mukasa et al., 1991) каждый образец был высушен, обработан каплей 14N HN03, снова высушен, а затем нанесен на подходящую нить накаливания (рениевая нить для Sr и РЬ, тройная тантал-рениево-танталовая - для Nd и Sm, тройная тантал-танталово-танталовая для Rb). В течение аналитической процедуры повторяющиеся измерения (всего 9) изотопного стандарта LaJolla для Nd составили в среднем 143Nd/144Nd = 0.511852±10 (2s), используя 146Nd/144Nd = 0.7219 для нормализации. Изотопный состав стронция был скорректирован на масс-фракционирование используя 86Sr/88Sr = 0.1194. Повторяющиеся измерения (11) стандарта SRM-987 показали среднее отношение 87Sr/86Sr = 0.710245±10. Отношения изотопов РЬ скорректированы на масс-фракционирование на 0.11% к стандарту AMU, точность Pb-изотопных отношений выше 0.1%. Усредненные фоновые значения составляют: 0.33 нг для Sr, 0.21 нг для Nd и 0.16 нг для РЬ, что исчезающе мало по сравнению с концентрациями элементов в образцах. Фоновые значения Rb и Sm меньше погрешности измерения.
Составы минералов изучены на рентгеновских микроанализаторах Camebax (СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан), JEOL (Стэнфордский университет, США) и Сатеса SX-100 (Венский университет, Австрия), в стандартных условиях (напряжение 15kV, ток 20пА) с использованием как синтетических так и единых природных стандартов. Для учета эффекта матрицы использовалась ZAF коррекция. Погрешности определения элементов составляли меньше 5%, за исключением Na.
Минеральная термобарометрия и петрологическое моделирование Для целей минеральной термобарометрии использованы различные геотермометры: (двупироксеновый - Wells, 1977; Brey, Kohler, 1990; клинопи-роксеновые - Lindsley, 1983; Nimis, Taylor, 2000); равновесие авгит-ортопироксен-ильменит-магнетит-кварц-рутил - Andersen et al., 1993; магне-тит-ильменитовый - Andersen, Lindsley, 1988; гранат-клинопироксеновый термометр (Ellis, Green, 1979) и геобарометры эмпирически калиброванные для безгранатовых гранулитов (McCarthy, Patino Douce, 1997). Для магмати ческих пород использованы геотермометры равновесий оливин-расплав, пи-роксена-расплав и плагиоклаз-расплав (Putirka, 2005, 2008). Геохимическое исследование циркона на ионном микрозонде позволило использовать термометр "титан в цирконе" (Ferry, Watson, 2007). В ряде случаев оценка равновесного давления получена с использованием взаимосогласованной термодинамической базы данных Т. Холланда и Р. Пауэла и их программы Thermocalc (Holland, Powell, 1998). Надежность оценок давления в случае отсутствия граната в минеральных ассоциациях невысокая, погрешность достигает 2-3 кб.
В работе применены традиционные методы петролого-геохимического моделирования кристаллизации и контаминации родоначальных магм (DePaolo, 1981), частичного плавления мантийного вещества, включая стандартные процедуры модального частичного плавления с использованием постоянных коэффициентов распределения кристалл-расплав (напр., Sims, DePaolo, 1997), а также более сложные по алгоритму уравнения динамического плавления (Zou, Reid, 2001). В ряде случаев при расчете коэффициентов распределения клинопироксен-расплав применялась энергетическая модель деформации решетки катионов, учитывающая зависимость от температуры, давления и общего состава (Blundy, Wood, 1994). Уравнение, предложенное в (Blundy, Wood, 1994), предсказывает параболическую зависимость коэффициента распределения Нернста от радиуса замещающего иона, г,:
Где, D0 - коэффициент распределения иона с радиусом г0 , который имеет такой же заряд, как і и входит в катионную позицию без деформации решетки; NA - число Авогадро, Ем2 - эффективный модуль Янга позиции, R = 8,314 Дж/(К-моль) газовая постоянная, Т - температура в К. Д,, ЕМ2, г0 рассчитывались для каждого образца, используя температуры и давления, полученные по данным минеральной термобарометрии. Большинство минеральных термобарометров имеет погрешности, вносящие вклад в погрешность оценки коэффициента распределения по уравнению 1. Так, например в программе СрхВаг погрешность расчета давления составляет 1.5 - 1.7 кб (Nimis and Ulmer 1998). Графический пироксеновый термометр имеет погрешность около 50 С (Lindsley 1983). Обе погрешности, если их учесть при расчете D, в уравнении 1, дадут вклад в ошибку между 0.06 (для LREE) и 0.8 (для HREE), используя корень из суммы квадратов обеих погрешностей (Akinin et al., 20056). Для когерентных элементов с коэффициентом распределения больше 1 такой погрешностью, однако, можно пренебречь.
Для моделирования кристаллизации расплавов известково-щелочных магм ОЧВП использована программа КОМАГМАТ и база данных INFOREX (Арискин, Бармина, 2000). Для расчета температуры и давления сегрегации первичных магм щелочных оливиновых базальтов с MgO 8 мас. % использована компьютерная программа PRIMELT2 (Herzberg, Asimow, 2008), а также уравнения, предложенные в (Albarede, 1992; Lee et al., 2009).
Для геохронологических целей одним из ключевых методов в нашем исследовании было U-Pb датирование и определение концентраций примесных элементов в индивидуальных кристаллах циркона методом чувствительного высокоразрешающего ионного микрозонда (SHRIMP RG, Стэнфордский Университет, Калифорния, США, и SHRIMP II, ВСЕГЕИ, Петербург). SHRIMP позволяет датировать отдельные кристаллы и его зоны, что дает возможность реконструировать мультистадийную историю циркона, если таковая «записана», выявить характер и время наложенных термальных событий, затронувших вмещающую породу (для сравнения - Black et al., 1984; Rudnick, Williams, 1987).
Циркон встречается почти во всех коровых породах, хотя может также попадаться и в мантийных карбонатитах (Belousova et al., 2002), как ксенок-рист в кимберлитах и щелочных базальтах (Valley et al., 1998; Bell et al., 2004; Page et al., 2007), и даже в мантийных ассоциациях, таких, как метасоматизи-рованные ксенолиты (напр., Liu et al., 2010). Циркон - минерал тетрагональной сингонии; в его кристаллической структуре изолированные тетраэдры Si04 делят углы и грани с полиэдрами Zr08. Каждый атом кремния окружен тетраэдрической группой из четырех атомов кислорода на расстоянии 1.622 А, а каждый атом Zr лежит между четырьмя атомами О на расстоянии 2.129 А и следующими четырьмя атомами О на расстоянии 2.268 A (Hazen, Finger, 1979). Это исключительно устойчивый минерал; неметамиктные кристаллы устойчивы в условиях высокотемпературной диффузионной реэквилибрации (напр., Cherniak et al., 1997), остаются целыми при выветривании и имеют медленную кинетику растворения в коровых расплавах (Harrison, Watson, 1983; Watson, 1996). Различие источников циркона, химическая и физическая устойчивость минерала стимулировали развитие большого количества геохимических инструментов, которые включают изучение радиогенных U, Th и Lu в цирконе (напр., Harrison et al., 2008), факторы фракционирования изотопов кислорода (Valley et al, 2003), Ti-цирконовый геотермометр (Watson et al., 2006; Ferry, Watson, 2007), коэффициенты распределения редкоземельных элементов (REE) в паре циркон-расплав (Hanchar et al., 2001; Sano et al., 2002; Thomas et al., 2002; Rubatto, Hermann, 2007). Эти геохимические трассеры позволяют получить большое количество информации о природе и истории пород. Они также позволяют исследовать источники с детритовыми и захваченными унаследованными (inherited) кристаллами, которые относятся к предшествующей, «прародительской» истории пород (напр., Watson, Harrison, 2005).
Возраст Охотско-Чукотского вулканогенного пояса
На Рис. 1.9 построены общий РТ-тренд, объединяющий данные для всех образцов с юго-западного крыла Кооленьского купола, а также частные тренды для каждого образца в отдельности. Общие выводы термобарометрических исследований следующие (Akinin, Calvert, 2002):
1) Оценки температуры и давления находятся в широком диапазоне значений (Т = 780-540С и Р = 7.8-2.4 кбар), т.е. от гранулитовой до эпидот-амфиболитовой фации. Расчетная активность воды во флюиде при заданной температуре для большинства образцов составляет 0.1-0.2. Индивидуальные РТ-тренды регрессивные и отражают подъем и остывание купола.
2) Максимальные оценки температуры и давления характеризуют нижние части лаврентьевской серии, где отмечаются петрографические признаки парциального плавления, формировались пегматиты. Минимальные оценки получены для верхней части этой серии (мамкинская толща мраморов и кальцифиров, по Шульдинер, Недомолкин, 1976); индивидуальные РТ-тренды четырех образцов из этой толщи формируют на диаграмме достаточно компактное поле. Более сильного метаморфизма верхняя часть лаврентьевской серии, по-видимому, никогда и не испытывала. Результаты термоба-рометрии, показывающие снижение уровня метаморфизма от ядра купола к его краю, в общем, согласуется с зональностью по индекс-минералам. Разница в оценке давлений для образцов из верхних и нижних частей метаморфического комплекса достигает 5 кбар, что явно больше, чем могло бы быть просто при литостатической нагрузке вышележащих толщ (по стратиграфической вертикали образцы отстоят друг от друга на 5-8 км). Учитывая такое несоответствие можно предполагать, что равновесие достигалось в разное время, а всплывание купола сопровождалось значительным пластическим утонением метаморфического комплекса,
3) Локальный температурный максимум (Т = 690-780С) выделяется близ ядра купола. Он оконтурен по результатам термобарометрии двух об разцов: с 15-2 и с 18. Даже в образцах, расположенных ближе к ядру купола, т.е. стратиграфически наиболее глубинных, не установлены такие высокие биотит-гранатовые температуры. Температурный максимум может быть интерпретирован как участок с сохранившимися (законсервированными) минеральными ассоциациями. На реликтовый характер данного равновесия в определенной степени могут указывать геологические условия залегания - тела, из которых отобраны два этих образца, представляют собой мелкие будини-рованные линзы, оказавшиеся более устойчивыми, чем окружающие породы, продолжающие деформироваться в процессе мезозойского роста купола.
4) Полученные по всем индивидуальным образцам (независимо от их глубины) РТ-тренды могут быть объединены в одну генеральную совокупность - таким образом выделяется только один этап метаморфизма. Повышенный геотермический градиент (до 40-50С/км) при метаморфизме верхней части лаврентьевской свиты может быть связан с дополнительным мантийным источником тепла при геодинамическом режиме расширения и пластического утонения коры.
РТ-диаграмма условий метаморфизма лаврентьевской серии в юго-западной части Кооленьского купола. Пунктирные линии - геотермические градиенты для р = 2.7 г/см3. Очерчено РТ-поле для образцов из верхней части лаврентьевской свиты, остальные образцы - из нижней части. Большим крестом показана ошибка калибровки геотермобарометров Термохронология. Аг/ Аг датирование было выполнено по 18 фракциям амфибола, мусковита, биотита и калиевого полевого шпата из метапе-литов и ортогнейсов (Табл. 1.5). Для большинства образцов получен возраст плато, определяемого по 50% высвобождению 39Аг в последовательной серии ступенчатого прогрева. Так как максимальная температура метаморфизма по результатам минеральной термобарометрии превышала 500С, все полученные 40Аг/39Аг датировки (за исключением обр. F84) отвечают возрасту остывания. С учетом относительно быстрой скорости остывания ( 20С/млн лет), температура закрытия для минералов оценивается на основании опубликованных данных по диффузии аргона: для амфибола - 535±50С, для мусковита - 370±50С, для биотита - 335±50С. Для калиевого полевого шпата проводилось количественное диффузионное моделирование истории остывания в интервале 150-350С по методу (Lovera, 1992).
Примечание. Расположение образцов в структуре купола - см. на Рис. 1.5 Синтез данных представлен в таблице и на графике в координатах температура - время (Рис. 1.10). Все исследованные образцы остывали от 500С до температуры поверхности Земли в период от середины до позднего мела. По структурным и минералогическим наблюдениям выделяется три разных уровня Кооленьского купола - глубинный структурный уровень (около оз. Коолень), верхняя часть лаврентьевской свиты (около зал. Лаврентия) и брекчированные гранитоиды над пологим разломом в западной части купола. Каждому уровню на графике отвечает несколько дискретных 40Аг/39Аг дат остывания и моделируемых для полевого шпата спектров. Мы выделяем три стадии в истории эксгумации купола (Рис. 1.10). Первая (-108 млн лет, возможно от 117 млн лет по циркону) следует сразу за пиком метаморфизма (как для верхних, так и для глубоких уровней разреза) и отвечает ретроградным минеральным ассоциациям при декомпрессии на 1.5-2 кбар и остывании на 100С. Вторая (-94-90 млн лет), определяется по быстрому остыванию глубоких уровней и, вероятно, связана с началом куполообразования по механизму всплывания. Финальная стадия (88-84 млн лет), может быть связана с режимом расширения и сопровождается движениями вдоль пологих разломов, приведших к надвиганию гранитоидов на метаморфические породы ам-фиболитовой фации.
Берингийская провинция позднекайнозойского базальтового вулканизма
Некоторые образцы по главным элементам близки к примитивной верхней мантии (Pearson et al., 2005). По геохимии примесных элементов отчетливо устанавливается фертильный характер большинства лерцолитов. Появление фертильных перидотитов в верхней мантии под Вилигинским ареалом может быть объяснено «вскрытием» астеносферного источника в результате отрыва мантийного слэба (slab-window) в процессе позднемеловой субдукции и формирования ОЧВП (Ntaflos et al., 2008).
Для оценки вклада глубинного плюмового компонента может быть использован изотопный состав гелия. Такие анализы были выполнены (Табл. 3.6, Рис. 3.16) по образцам вилигинских лав и некоторых глубинных включений из них в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов ГИ КНЦ РАН (газовыделение по методике полного плавления).
Таблица 3.6 Результаты анализа изотопного состава гелия в оливиновых мелане-фелинитах (ОМ), ксенолитах шпинелевых лерцолитов (sp LH) и мегакристах (MEG) Вилигинского вулканического поля (Акинин, Леонова, 2010)
Известно, что базальтовые лавы утрачивают в процессе излияния и дегазации значительную часть гелия, однако полученные нами для вилигинских лав низкие отношения 3Не/4Не=(0.10-0.19)х10"6, не достигающие даже атмосферного показателя, трудно объяснить только ранней дегазацией мантийного источника. Вероятной причиной могло быть привнесение в исходный расплав компонента, обогащенного радиогенным гелием. Для ксенолитов шпинелевых лерцолитов получены более высокие, чем в базальтах, значения 3Не/4Не=(3.40-7.33)х10 6, и это при том, что часть ксенолитов при транспортировке к поверхности, могла быть контаминирована и подплавлена вмещающими лавами (по-видимому, скорость доставки ксенолитов была очень высокая). Значительно более высокие изотопные отношения гелия получены для образцов мегакристов, что демонстрирует их способность выступать в роли контейнеров для сохранения первичного захваченного гелия. В мегак-ристе клинопироксена отношение 3Не/4Не=4.51х10"6 относительно низкое, активной дегазации, вероятно, способствовало наличие совершенной спайности и микродефектов кристаллической решётки. В мегакристе оливина получено достаточно высокое первичное изотопное отношение 3Не/4Не=2.6х10"6, однако и оно не превышает обычных для MORB значений (Рис. 3.16). Подтверждается лишь, что монокристаллы оливина - достаточно хорошие природные «контейнеры». Уникально высокое изотопное отношение получено для мегакриста ильменита (3Не/4Не=35.6х10"6 или R/RA=25.4). Значение приближается к современному нижнемантийному отношению (для гавайских базальтов -30 RA), и в определенной степени может указывать на плюмовый источник (Рис. 3.16). Расчет потенциальной температуры мантии под Вили-гинским ареалом по программе PRIMELT2 (Herzber, Asimow, 2008), показывает, что сегрегация первичных магм для вилигинских лав происходит при давлении более 30-40 кб и температуре 1550-1650С, что подтверждает возможное вовлечение плюмового компонента в источник выплавления вилигинских лав (Рис. 3.29).
Особенности состава продуктов вулканизма Вилигинского вулканического поля (недосыщенность SiC 2 и деплетированность радиогенными изотопами лав, фертильная геохимия мантийных ксенолитов, высокие отношения изотопов гелия в мегакристах) в дальнейшем интерпретированы как отражающие вскрытие особо глубинных фертильных мантийных источников (Акинин, Леонова, 2010). Именно для легко проницаемой и активной области сочленения Северо-Американской и Охотоморской тектонических плит может быть характерно проявление вулканизма такого необычного состава.
Проявление на р. Мал. Тарын («вулкан Рудича»). Вулканы Рудича и Джек расположены на территории Верхне-Индигирского района Верхояно-Колымских мезозоид в характерной точке тройного сочленения Евро-Азиатской, Северо-Американской и Охотоморской плит. Первые сведения об этих вулканах были опубликованы А.А. Сурниным с соавторами (1998) и касались в основном состава мантийных ксенолитов. По этим данным магматические образования на участках вулканов Рудича и Джет представлено ны щелочными базанитами K-Na серии, содержат обильные ксенолиты мантийных перидотитов и мегакристаллы авгита и анортоклаза. По результатам валового К-Аг датирования пород предполагался миоцен-плиоценовый возраст.
Изотопный состав гелия вилигинских вулканических лав и глубинных включений из них (мантийных ксенолитов лерцолитов, мегакристов ильменита -Ilm meg, оливина - 01 meg) (Акинин, Леонова, 2009) в сравнении с мантийными вулканическими породами MORB, континентальных горячих точек, океанических островов и источников HIMU (Porcelli, Ballentine, 2002). R/RA - отношение 3Не/4Не в образце к таковому в воздухе
В процессе наших полевых работ 2009 г., на месте предполагаемого нахождения вулкана Рудича - на левобережье р. Мал. Тарын (правобережье притока руч. Сергей), среди пологозалегающих триасовых тер-ригенных толщ верхоянского комплекса, был обнаружен непротяженный (около 1 км) эллювиально-аллювиальный шлейф обломков щелоч-нобазальтовых пород с глубинными включениями перидотитов и мегакристов Ті-авгита. Вулканический аппарат, описанный как вулкан Рудича, по-видимому, в настоящее время сэродирован и находится в днище ручья под аллювиальными отложениями.
Вулкан Рудича вызывает особый интерес, так как это одно из наиболее древних проявлений щелочных базальтоидов в регионе после начала спре-динга в арктическом хр. Гаккеля. По результатам К-Ar и 40Аг/39Аг датирования извержения произошли около 36-38 млн лет назад (Табл. 3.7, 3.8; Рис. 3.17).
Наряду с обычными протогранулярными фертильными шпинелевыми лерцолитами, мы обнаружили исключительно редкую разновидность мета-соматизированных ксенолитов с "карманами" или первичными включениями карбонат-силикатного состава (Рис. 3.21). В одном из ксенолитов, в тройной точке соприкосновения оливина, орто- и клинопироксена, было обнаружено уникальное округлое микровключение диаметром около 200 микрон (Рис. 3.21). Половина микровключения сложена хорошо раскристаллизованным доломитом (25 мас.% СаО, 31 мас.% MgO), вторая половина - гомогенным стеклом (16 мас.% Na20, 51 мас.% БіОг, 20 мас.% AI2O3). Граница минеральных фаз четкая, проходит вдоль двух исключительно ровных поверхностей. Последнее обстоятельства позволяет интерпретировать ликвацию карбонати-тового и силикатного расплавов.
Происхождение микровключения интерпретируется нами как результат импрегнации карбонатитового расплава в верхней мантии непосредственно перед извержением щелочных базальтов (Tschegg et al., 2012). Карбонатно-силикатный расплав внедрился в шпинелевый лерцолит мантии непосредственно перед захватом и быстрым выносом ксенолита к поверхности, с соответствующей быстрой ликвацией и без существенной реакции с минералами лерцолита. Как известно, карбонатиты и недосыщенные силикатные расплавы достаточно часто встречаются во внутриплитных обстановках. Сохранение несмесимых доломитовых и богатых Na силикатных расплавов в изученных нами ксенолитах предоставляет дополнительные аргументы в поддержку простой модели происхождения и карбонатитов и недосыщенных силикатных магм из единой первичной магмы.
Вулкан Балаган-Тас. В бассейне р. Мома (правый приток р. Индигирка) известно несколько четвертичных базальтовых вулканов. Из них наиболее крупный и хорошо описанный - вулкан Балаган-Тас (Васьковский, 1949; Аргунов, Гавриков, 1960; Рудич, 1964). Он находится в междуречье Балаганнах и Тенкюль (правые притоки р. Мома) и приурочен к крупному долгоживу-щему субширотному разлому, разделяющему Момо-Селенняхскую депрессию и Момский хребет. По мнению К.Н. Рудича, возраст вулкана современный и, по-видимому, не превышает несколько сотен лет, поскольку он расположен на четвертичной террасе р. Мома и почти не затронут процессами эрозии (Рис. 3.22). Выделяются шлаковый конус с кратером и три лавовых потока, сложенных стекловатыми оливиновыми тефритами. Глубинных включений не обнаружено.
Петрология и геохимия глубинных коровых ксенолитов
Все полученные 206Pb/238U конкордантные датировки для цирконов из ксенолитов укладываются в интервал 56-107 млн лет (Рис. 4.14). Примечательно, что коровый ксенолит в лимбургитах о.Жохова (Арктика) также показал К-Аг возраст около 100 млн лет (Silantyev et al., 2004). Лишь один циркон из ксенолитов вулканического поля Имурук на Аляске имеет U-Pb возраст от 107 до 134 млн лет, а один из цирконов ксенолитов Вилигинского вулканического поля - 147±1 млн лет. Ядра цирконов часто древнее кайм, однако такая закономерность выявляется не систематически (Рис. 4.13). Примечательно, что возраст цирконов в каждом индивидуальном образце ксенолита также сильно варьирует (Табл. 4.7). Такая невыдержанность дат может быть объяснена изби 249 рательным ростом и/или переуравновешиванием циркона при наложенных вы-сокоградных метаморфических событиях, даже в локальном масштабе образца.
Морфология кристаллов циркона (овальные, без ясно выраженных граней) из нижнекоровых ксенолитов Вилиги (а, б) и Энмелена (в), в сравнении с магматическим цирконом из риолита ОЧВП (г). Снимки в сканирующем электронном микроскопе EVO50 (СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан)
Наиболее представительно исследованы энмеленские цирконы, которые разделены на три популяции по типу зональности (Рис. 4.15). Для популяции 1 характерны цирконы с осцилляционным ядром без явно выраженной гомогенной каймы, с пиком U-Pb возраста около 90 млн лет (Рис. 4.15). Для популяции 2 характерны цирконы с осцилляционным или секториальным ядром, обрастающим гомогенной, обедненной ураном каймой (пик на гистограмме U-Pb дат около 83.5 млн лет). Для популяции 3 характерны незональные индивиды с двумя пиками U-Pb дат, около 70 и 78 млн лет, группирующихся на гистограмме возрастов в интервалах 66-72 млн лет, 76-80 млн лет и 82-86 млн лет (Рис. 4.14, 4.15). Все три популяции встречаются в большем или меньшем количестве в каждом частном образце ксенолита. Большинство исследованных кристаллов относится к популяции 2. Яркий пример этой популяции установлен в обр. EN131-14, в котором гомогенные, экстремально обедненные ураном (U=ll ppm) и REE каймы, дискордантно пересекают осцилляционную зональность ядер (Рис. 4.15, 4.16). Мы интерпретируем, что вариации 206U/238Pb дат в разных популяциях кристаллов могут отражать разную степень потери РЬ.
Цирконы из энмеленских ксенолитов могут быть разделены на три популяции, не только по характеру зональности в катодолюминесцентном излучении, U-Pb средневзвешенным возрастам, но и по различающейся концентрации суммы редкоземельных элементов и расчетной температуре кристаллизации по термометру Ti-in-zircon (Ferry, Watson, 2007). Так, для одного из представительных образцов в «исходной» первой популяции осцилляционного циркона сумма REE=600-900 ppm, T(zr)= 865±38 С, а в третьей «метаморфической» популяции сумма REE= 160-220 ppm, T(zr)= 910±1 С (Рис. 4.16). Это подтверждается с определенной долей условности и относительно высоким отношением Th/U в ядрах (Rubatto et al., 2001; Hoskin, Schaltegger, 2003). Снижение отношения Th/U от ядра к обедненной ураном кайме установлено в редких случаях, когда датированы разные домены единых кристаллов (напр., Еп131-5 на Рис. 4.12). Более часто это характерно для кристаллов третьей популяции с относительно низким Th/U, типичным для метаморфических цирконов обрастания (напр., Rubatto et al., 2001). Вариации примесных элементов в изученных цирконах на дискриминантной диаграмме большей частью находятся в поле цирконов континентальных магматических дуг (Рис 4.17), что согласуется с данными по геохимии и геохронологии пород и подтверждает связь формирования протолитов ксенолитов с известково-щелочными магмами ОЧВП.
Большинство цирконов первой и второй популяций содержат микровключения минералов и раскристаллизованного расплава (Zr_inc в Табл. 4.2), в то время как цирконы третьей популяции чистые и без включений. Микрозондо-вый анализ позволил идентифицировать включения ортопироксена в цирконах из обр. EN131-5 и G3s (Рис. 4.18, 4.19). Состав пироксена-включения близок к породообразующим пироксенам ксенолитов по концентрациям А1 и Са, однако может отличаться по магнезиальное (обр. G3s). Комбинированные минераль-но-расплавные включения в цирконах встречаются чаще, они сложены кислым стеклом и ортопироксеном (Рис. 4.19). Клинопироксен и оливин? в комбинированных включениях устанавливаются значительно реже. Валовый состав комбинированных минерально-стекловатых включений - мафический или средний. Таким образом, большинство цирконов первой и второй популяций законсервировали свидетельства их кристаллизации из магматического расплава.
Изображения цирконов из энмеленских и вилигинских ксенолитов в като-долюминесцентном излучении (левые фото) и вариации редкоземельных элементов в изученных цирконах (правые графики). Большинство цирконов овальные, с невыдержанным рисунком зональности. Бедные ураном светло-серые домены более поздние, они пересекают и обрастают поверх темных осцилляционных цирконов, для них характерно более низкое суммарное содержание REE и повышенные температуры равновесия по геотермометру «титан в цирконе»
Наблюдаемые рисунки зональности, особенности состава цирконов и их возраст в трех выделенных популяциях мы интерпретируем как результат магматического роста (ядра) и последующего нарастания при метаморфизме гранул итовой фации (каймы). Разные возраста трех популяций цирконов могут отражать время крупных магматических событий и сопровождающего их метаморфизма в глубинных условиях коры. Возраст этих событий хорошо совпадает с главными импульсами известково-щелочного и базальтового магматизма в регионе (Рис. 4.14). Известково-щелочные магмы ОЧВП были извержены в интервале 106-78 млн лет (Акинин, Миллер, 2011). Анадырско-Бристольский вулканический пояс (Иванов, 1985) располагается чуть южнее ОЧВП, слагает северную часть дна Берингова моря и основание Анадырской впадины на Чукотке (желтый на Рис. 4.1). На Аляске эти образования продолжаются под названием магматические пояса Кусковим и Юкон-Канути, возраст которых составляет 76-55 млн лет (Marlow et al., 1976; Moll-Stalcup, 1994).
