Блог

Сазонова Л. В., Носова А. А., Наркисова В. В., Горожанин В. М., Горожанина Е. Н., Петрова Л. Г.
ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СПЕЦИФИКА КЛИНОПИРОКСЕНОВ ИЗ ВУЛКАНИТОВ АКТИВНОЙ И ПАССИВНОЙ ОКРАИН: ДАННЫЕ ПО БАЗАЛЬТОИДАМ ДРЕВНИХ ОСТРОВОДУЖНЫХ И РИФТОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ УРАЛА

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ СПЕЦИФИКА КЛИНОПИРОКСЕНОВ ИЗ ВУЛКАНИТОВ АКТИВНОЙ

И ПАССИВНОЙ ОКРАИН: ДАННЫЕ ПО БАЗАЛЬТОИДАМ ДРЕВНИХ

ОСТРОВОДУЖНЫХ И РИФТОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ УРАЛА

 

Л. В. Сазонова1, А. А. Носова2, В. В. Наркисова3, В. М. Горожанин4, Е. Н. Горожанина4, Л. Г. Петрова1

1МГУ им. М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, Москва, Россия;

 2Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, Россия;

 3ФГУП НПЦ «Недра», Ярославль, Россия;

 4 Институт геологии УФЦ РАН, Уфа, Россия

 

Особенности распределения элементов-примесей в клинопироксенах (Cpx) из ксенолитов мантийных перидотитов отражают характеристики мантийного источника: его состав, степень плавления, наличие реакционного взаимодействия с просачивающимися мантийными расплавами [2, 8, 10]. Составы вкрапленников Cpx эффузивных пород, в первую очередь, отражают историю роста кристаллов в процессе магматической эволюции, фракционирования расплавов в условиях изменения температур, давлений, скоростей остывания [12,13]. Однако их геохимические характеристики также содержат информацию об источниках расплавов. Полученный нами обширный материал по геохимии Срх из уральских вулканитов [5, 7, и др.] свидетельствует, что характер распределения несовместимых элементов в ранних генерациях вкрапленников может служить указанием как на особенности мантийного источника первичного расплава, так и на степень плавления исходного субстрата.

В данной работе рассмотрена геохимическая специфика Cpx из базальтоидов (O3-S1) Тагильской островодужной структуры и вендских рифтогенных базальтоидов Среднего Урала и показано, что она отражает особенности состава источника расплавов и его переработки мантийными флюидами, различными для плюм-литосферного взаимодействия и надсубдукционных условий.

Возможность использовать составы Срх из вулканитов для расшифровки эволюции расплавов и определения геодинамических обстановок их формирования тем более актуально для палеотипных пород в силу значительных вторичных преобразований, нарушающих их исходный геохимический облик, что во многих случаях затрудняет определение их первичной природы. Зачастую единственной сохранившейся первичной минеральной фазой в таких породах остается Срх, и уральские неопротерозойские и раннепалеозойские вулканиты дают этому хороший пример.

Изучение Cpx проводилось на сканирующих электронных микроскопах Camscan-4DV, JeolJSM-6480LV с энергодисперсионными анализаторами Link-10000, INCA-Energy 350. Концентрации микропримесей в Cpx измерялись методом вторично-ионной масс-спетрометрии в тех же кристаллах, которые были проанализированы электронными зондами по методике, основные пункты которой описаны в [5].

Проявления ранневендского рифтогенного магматизма в Центрально-Уральской мегазоне [1, 6] связаны с развитием неопротерозойской пассивной окраины Восточно-Европейского кратона. Согласно [6], рифтогенные магматические комплексы в соответствии с характером их мантийного источника могут быть объединены в три группы. В первую входят субщелочные базиты и щелочно-ультраосновные породы дворецкого и шпалорезовского комплекса, во вторую – аналогичные по составу породы кусьинского, благодатского и щегровицкого комплексов, в третью – метабазальты и метадолериты журавликского, вильвинского и колпаковского комплексов. Предполагается, что вулканиты первой группы происходят из глубинного (на уровне гранатовой и даже алмазной фации глубинности) обогащенного источника, а третьей – из малоглубинного деплетированного источника. Вулканиты второй группы возникли за счет смешения разноглубинных расплавов, происходящих из указанных выше источников. Нами изучались Срх из трахибазальтов и трахиандезитов дворецкого комплекса и из габбродолеритов кусьинского комплекса.

В Тагильской ордовикско-силурийской палеодуге выделяется несколько магматических комплексов, связанных с разными этапами развития этого надсубдукционного образования [4, 9]. В целом, базальтоидный вулканизм (O3-D1) в южной части Тагильской зоны развивался от однородного толеитового к дифференцированному известково-щелочному и, затем, к субщелочному шошонитовому – в последовательности, характерной для современных островных дуг. Считается [3], что наблюдаемые во времени изменения состава и геохимических особенностей базальтоидов соответствуют поперечной зональности раннепалеозойской структуры. В Тагильской структуре также фиксируется латеральная геохимическая зональность в одновозрастных породах на западе и на востоке [3]. На широте Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 залегают одновозрастные вулканические образования: нижнекабанские (O3) вулканиты на западе и на востоке, павдинские (S1) – на западе и липовские (S1) – на востоке. Причем, образования запада относят к фронтальной зоне вулканического фронта, а востока – к тыловой зоне вулканического фронта [3].

Все рассматриваемые палеоостроводужные и рифтогенные базальтоиды имеют порфировую структуру, вкрапленники представлены полностью альбитизированным плагиоклазом и неизмененным Cpx нескольких генераций. Основная масса пород превращена в агрегат вторичных минералов – альбита, эпидота, хлорита, актинолита, сфена, иногда пренита и пумпеллиита. Cpx ранних генераций по соотношению главных элементов могут быть диопсидами, магнезиальными авгитами, салитами.

Дискриминантная диаграмма Ti/Zr– (Ce/Yb)n. Cpx в мантийных перидотитах и их ксенолитах, представляющих фрагменты мантии, вынесенные вулканитами в различных геодинамических ситуациях, на диаграмме в координатах Ti/Zr – (Ce/Yb)n (нормировано на состав примитивной мантии [18]) отчетливо разбиваются на три группы, соответствующие спрединговым, островодужным и рифтогенным обстановкам [10]. Так как значения коэффициентов распределения Сpx/расплав для пар Ti-Zr и Сe-Yb резко различаются, то величины отношений этих элементов в продуцируемых расплавах и рестите будут отражать степень плавления Cpx-содержащего источника. Коэффициент распределения (К) Cpx/базальтовый расплав для Zr меньше, чем для Ti, аналогичный коэффициент для Ce меньше, чем для Yb, Ti/Zr- и Ce/Yb-отношения при выплавлении расплава из первичного источника должны вести себя противоположно, и это соотношение должно сохраниться в породах, образованных в результате эволюции первичных расплавов [10]. Как видно из рис.1, Cpx базальтоидов Тагильского прогиба, имеют островодужные значения этих отношений, как, например, и Cpx вкрапленников базальтов алеутской дуги [19], в то время как Cpx рифтогенных базальтоидов попадают в область значений, указывающих на малую степень плавления источника (см. рис.1). В этой же области оказались, например, значения для Cpx щелочных базальтов рифта Осло [14]. Таким образом, в условиях как островных дуг, так и континентальных рифтов Cpx вулканитов наследуют геохимические особенности Cpx мантийных пород источника.

Сравнение характера распределения РЗЭ в клинопирокссенах базальтоидов островной дуги и рифта. Коэффициенты распределения РЗЭ Срх/базальтовый расплав характеризуются низкими величинами для легких лантаноидов (La 0.05–0.09, Ce 0.08–0.1) и высокими – для тяжелых (Gd 0.3, Yb 0.28–0.43), поэтому Срх, кристаллизующийся из обычного толеитового расплава с «плоским» профилем РЗЭ, будет деплетирован легкими землями, а тяжелые лантаноиды будут иметь хондритовый тип распределения. Отклонения от «толеитового» типа спектра определяются вариациями в составе расплава, которые зависят от химического и минерального состава источника и степени его плавления.

Спектры распределения РЗЭ для всех Cpx толеитовых и известково-щелочных базальтоидов Тагильской структуры подобны: они деплетированы легкими РЗЭ, отношение (La/Yb)n составляет 0.1–0.6. Причем, по мере развития островной дуги, от ранних к поздним вулканитам это отношение возрастает от 0.1–0.2 в толеитовых (O3), через 0.2–0.4 в ранних известково-щелочных (O3-S1) и до 0.3–0.6 в поздних известково-щелочных вулканитах (S1-2). Очевидно, это отражает прогрессирующее метасоматическое обогащение мантийного субстрата надсубдукционными флюидами. В области средних и тяжелых РЗЭ наблюдается плоский характер профилей, что, видимо, отражает незначительную роль граната в составе источника и повышенные степени его плавления.

Срх из шошонитов (S2-D1) и субщелочных базальтоидов (S2) имеют принципиально отличающийся характер распределения РЗЭ. Для них типично обогащение легкими лантаноидами: величина отношения (La/Yb)n составляет 1.59 для Cpx шошонитов (S2-D1) и 0.8–0.9 для Срх из субщелочных базальтоидов (S2), а также слабый купол в области средних РЗЭ. В области тяжелых РЗЭ наблюдается четкий отрицательный наклон спектра: отношение (Dy/Yb)n = 1.3–1.4 (рис. 2).

Еще более выражен обогащенный тип спектра РЗЭ в Срх из вендских рифтогенных трахибазальтов западного склона Среднего Урала.. Они деплетированы тяжелыми РЗЭ ((La/Yb)n = 1.7, нормировано к хондриту C1 [17]), и в же время в области легкихисредних РЗЭ их спектр имеет куполовидную форму. Деплетирование Cpx тяжелыми РЗЭ и высокое отношение (Dy/Yb)n = 1.4 связано с устойчивостью граната в области частичного плавления мантийного источника [15], что характерно для континентальных рифтов. Подобный характер спектра РЗЭ установлен, например, для ранних ядер Cpx базальтоидов рифта Осло (см. рис. 2) [14]. Обогащение расплава, из которого кристаллизовались данные Cpx, легкими и средними РЗЭ определялось малыми степенями плавления источника на большой глубине в условиях гранатовой фации глубинности.

Сходство спектров РЗЭ Cpx субщелочных пород вендского рифта Западного Урала и шошонитов и субщелочных базальтоидов Тагильской структуры не случайно, так как последние, фиксирующиеся на поздних стадиях развития палеодуги, относят к надсубдукционным рифтогенным образованиям, возникающим в условиях «пассивного» рифтинга – растяжения в обстановке конвергенции плит и микроплит, который может иметь место в «паузах» субдукции [7]. Таким образом, первичные расплавы поздней стадии развития Тагильской дуги, метки которых мы находим в Cpx, выплавлялись на больших глубинах в условиях малой степени плавления источника.

Сравнение характера распределения редких элементов в клинопирокссенах из базальтоидов островной дуги и рифта. Все Cpx базальтоидов Тагильской структуры имеют в мультиэлементных спектрах характерные отрицательные аномалии Ti, Zr, положительные – В, Th, а также обогащены Ве, Ва. Появление отрицательных аномалий Ti и Zr обычно трактуется как признак флюидного воздействия в области магмогенерации, поскольку присутствие воды в ТР-области плавления перидотитовой системы расширяет поля стабильности фаз-концентраторов HFSE (например, рутила), для которых коэффициенты распределения HFSE между минералом и расплавом много больше единицы, и которые сохраняются как остаточные фазы после выплавления островодужных магм. HFSE, в отличие от LILE, слабо транспортируются водными флюидами. Отрицательные аномалии Ti, Zr является фундаментальной геохимической особенностью пород островных дуг, проявившиеся и на уровне Cpx.

Считается, что B является надежным индикатором субдуцируемой океанической коры, в осадочном слое которой он накапливается [16], поэтому вулканиты островных дуг всегда обогащены этим элементом по сравнению с вулканитами других геодинамических обстановок. Обогащение такими легкоподвижными элементами как В (до 24n), Be (до 200n) (нормировано к примитивной мантии) указывает на воздействие флюидов, прежде всего, водных, на мантийный субстрат, из которого выплавлялись родительские расплавы, поскольку именно вода обеспечивает эффективную мобилизацию и транспорт этих элементов (особенно В) в надсубдукционных обстановках [11]. Nd, Th – элементы, которые обогащают субдуцируемые морские осадки, но они малоподвижны в водном флюиде. Эти элементы мобилизуются в расплавы на более глубоких, по сравнению с дегидратацией, уровнях погружения пластины океанической литосферы при плавлении осадков. Именно «осадочные» расплавы являются основным поставщиком этих элементов в магматических породах, возникающих в надсубдукционных обстановках [11].

Особенностью мультиэлементных спектров распределения Cpx из рифтогенных вулканитов является, в целом, их куполовидный характер с резким обеднением Ba, Th, Nb, B, тяжелыми РЗЭ, со слабыми минимумами Zr, Sr. Такой спектр распределения элементов, прежде всего, отражает крайне низкое влияние водного флюида на магмогенерацию (рис. 3).

Некоторые закономерности распределения редких элементов в клинопироксенах базальтоидов островной дуги. Наблюдаемые во времени изменения геохимических особенностей Cpx базальтоидов, соответствующие поперечной зональности раннепалеозойской структуры, подробно рассматривались в работе [5]. На основании сравнения распределения элементов-примесей в Cpx из базальтоидов при переходе от фронтальной зоны вулканического фронта к тыловой зоне вулканического фронта, можно сделать следующие выводы. 1. От фронта к тылу происходит увеличение содержания некогерентных элементов в Cpx. 2. Cpx фронтальной зоны кристаллизовались из расплавов, происходящих из деплетированного источника. 3. Отношение LREE/HREE возрастает в направлении от фронта к тылу дуги, что может быть связано с увеличением глубины и уменьшением степени плавления для источника тыловых магм. 4. От фронта к тылу увеличиваются концентрации HFSE, но интенсивность отрицательных аномалий этих элементов растет в том же направлении. 5. В этом же направлении уменьшаются концентрации элементов, перенос которых связан с водным флюидом, и обогащение которыми связано с присутствием их в субдуцируемой океанической коре (В, Be, Ba, Li, Th).

Как отмечалось выше, в западной и восточной частях Тагильской структуры залегают предполагаемые одновозрастные вулканические образования: кабанские (O3) вулканиты на западе и красноуральские на востоке, павдинские (S1) на западе и липовские (S1) на востоке. Они являются фациальными и формационными аналогами, одновозрастные базальтоиды запада и востока близки по составу и геохимическим особенностям. Данные по геохимии этих вулканитов подтверждают гипотезу поперечной латеральной зональности в Тагильской структуре [3], однако существенные различия для геохимии клинопироксенов прослеживаются только для вулканитов S1 (павдинский и липовский комплексы). Среднее значение отношения (La/Yb)n в Cpx андезитов и андезибазальтов S1 во фронтальной зоне – 0.4 и 0.3, соответственно, в Cpx одновозрастных андезитов тыловой зоны – 0.5. Возрастают и средние значения (Dy/Yb)n от 0.98 и 1 во фронтальной зоне до 1.4 – в тыловой, т. е. для последних можно полагать более глубинный и более обогащенный источники или меньшие степени его плавления.

Таким образом, особенности геохимии Cpx из вулканитов являются тонким индикаторм геодинамической природы вмещающих пород. Характерные «островодужные» и «рифтогенные» геохимические особенности клинопироксенов, присущие мантийным перидотитам, сохраняются и в клинопироксенах вулканитов соответствующих геодинамических обстановок. Более того, на уровне островодужных условий клинопироксены базальтоидов достаточно отчетливо отражают изменения в характере мантийного источника и флюидного потока в области магмогенерации.

 

Литература

  1. Карпухина Е. В., Первов В. А., Журавлев Д. З.Петрология субщелочного вулканизма – индикатора поздневендского рифтогенеза, Западный склон Урала // Петрология, 2001. Т. 9. № 5. С. 480–503.
  2. 2. Литасов К. Д., Литасов Ю. Д., Мехоношин А. С., Мальковец В. Г.Геохимия клинопироксенов и петрогенезис мантийных ксенолитов из плиоценовых базанитов р. Джилинда // Геология и геофизика, 2000. Т. 41. № 11. С. 1557–1574.
  3. 3. Наркисова В. В.Петрохимия позднеордовикских-раннедевонских базальтоидов южной части Тагильской зоны Среднего Урала (по данным Уральской сверхглубокой скважины и околоскважинного пространства) / Автореф. дисс… канд. геол.-минер. наук. М.: 20 с.
  4. Наркисова В. В., Носова А. А., Сазонова Л. В., Розен О. М., Башта К. Г., Гурбанов А. Г.Петрохимические и минералогические особенности южной части Тагильской палеодуги (Средний Урал) // Палеозоны субдукции: тектоника, магматизм, метаморфизм, седиментогенез. Екатеринбург: УрО РАН, 2000. С. 32–50.
  5. Носова А. А.,Сазонова Л. В., Наркисова В. В. Симакин С. Г. Элементы-примеси в клинопироксенах из палеозойских вулканитов Тагильской островной дуги Среднего Урала // Геохимия, 2002. № 3. С. 254–268.
  6. Петров Г. А. Маслов А. В., Ронкин Ю. Л.Допалеозойские магматические комплексы Кваркушско-Каменногорского антиклинория (Средний Урал): новые данные по геохимии и геодинамике // Литосфера, 2005. № 4. С. 42–69.
  7. 7. Сазонова Л. В., Носова А. А., Наркисова В. В.Минералогия и петрология субвулканических пород палеозойской Тагильской островной дуги (Средний Урал) // Вулканология и сейсмология, 2003. № 3. С. 52–74.
  8. Соболев А. В., Батанова В. Г. Мантийные лерцолиты офиолитового комплекса Тродос, о-в Кипр: геохимия клинопироксена // Петрология, 1995. Т. 3. № 5. С. 487–495.
  9. Язева Р. Г., Бочкарев В. В. Силурийская островная дуга Урала: структура, развитие, геодинамика // Геотектоника, 1995.№ 6. С. 32–44.
  10. Abe N., Arai S., Yurimoto H. Geochemical characteristics of the uppermost mantle beneath the Japan island arcs: implications for upper mantle evolution // Phys. Earth and Planet. Interiors, 1998. V. 107. P. 233–248.
  11. ClassC., Miller D. M., Goldstein S. L., Langmuir C. H.Distinguishing melt and fluid subduction components in Umnak Volcanics, Aleutian Arc // Geochem. Geophys. Geosyst., 2000. V. 1.
  12. Dick H., Kevin T. M. REE and trace element composition of clinopyroxene megacrysts, xenocrysts, and phenocrysts in two diabase dikes from leg 140, hole 504B // Proc. of the ocean drilling program, scientific results, 1995. V. 137/140.
  13. Dobosi G., Jenner G. A.Petrologic implications of trace element variation in clinopyroxene megacrysts from the Nograd volcanic province, north Hungary: a study by laser ablation microprobe-inductively coupled plasma-mass spectrometry // Lithos, 1999. V. 46. P. 731–749.
  14. Dunworth E. A., Neumann E.-R., Rosenbaum J. M.The Skien lavas, OsloRift: petrological disequilibrium and geochemical evolution // Contrib. Mineral. Petrol., 2001. № 140. P. 701–719.
  15. Rivalenti G., Vannucci R., Rampone E., Mazzucchelli M., Piccardo G. B., Piccirillo E. M., Bottazzi P., Ottolini L.Peridotite clinopyroxene chemistry reflects processes rather than continental versus oceanic settings // Earth Planet. Sci. Lett., 1996. V. 139. P. 53–65.
  16. Ryan J. G., Leeman W. P., Morris J. D., Langmuir C. H.The boron systematics of intraplate lavas: Implications for crust and mantle evolution // Geochim. Cosmochim. Acta, 1996. V. 60. № 3. P. 415–422.
  17. 17. Sun S. S.Chemical composition and origin of the Earth’s primitive mantle // Geochim. Cosmochim. Acta, 1982. V. 46. P. 179–192.
  18. 18. Taylor S. R., McLennan S. M. The continental crust: Its composition and evolution. Blackwell. Oxford, 1985. 312 p.
  19. Yogodzinski G. M., Kelemen P. B. Slab melting in the Aleutians: implications of an probe study of clinopyroxene in primitive adakite and basalt // Earth Planet. Sci. Lett., 1998. № 158. P. 53–65.

  

Подписи к рис. к ст. Сазоновой

 

Рис. 1. Положение клинопироксенов на диаграмме (Ce/Yb)n–Ti/Zr.

Поля составов Cpx по [10]: I – из абиссальных обстановок; II – из мантийных перидотитов японской островной дуги; III – из мантийных ксенолитов континентальных рифтов, океанических островов и др. Точки Cpx: 4 – из базальтоидов рифта западного склона Среднего Урала; 5 – из базальтоидов Тагильской островной дуги; 6 – из базальтов Алеутской дуги [19]; 7 – из базальтоидов рифта Осло [14].

 

Рис.2 Распределение РЗЭ в клинопироксенах из базальтоидов магматических комплексов западного склона Среднего Урала и Норвегии.

I– базальтоиды Тагильской палеодуги (а – толеитовые базальты О3, нижнекабанский комплекс; б – известково-щелочные базальты О3-S1, верхнекабанский комплекс; в – известково-щелочные базальты S1, павдинский комплекс; г – известково-щелочные базальты S1-2, имменовский комплекс); II– субщелочные и щелочные базальтоиды надсубдукционных рифтогенных образований; III– субщелочные и щелочные базальты вендского рифта западного склона Среднего Урала (наши данные) и рифта Осло [по 14].

 

Рис.3. Распределение элементов-примесей в клинопироксенах из базальтоидов магматических комплексов западного склона Среднего Урала и Норвегии.

I(а–г), II, III– объекты аналогично рис. 2.