Петролого-геохимические особенности островодужных вулканитов Магнитогорской зоны в геодинамическом контексте А.М.Косарев, В.Н.Пучков, И.Б.Серавкин. - презентация

1 Петролого-геохимические особенности островодужных вулканитов Магнитогорской зоны в геодинамическом контексте А.М.Косарев, В.Н.Пучков, И.Б.Серавкин

2 Petrogeochemical features of Magnitogorsk island-arc basalts: a geodynamic message A. Kosarev, V.Puchkov, I. Seravkin

3 Магнитогорская зона Ю Урала представляет собой хорошо сохранившийся относительно слабо деформированный фрагмент Магнитогорской островной дуги, активно развивавшейся в девонское время, начиная с позднего эмса. Продолжением ее являются Западные Мугоджары, где на старых картах ошибочно показан преимущественно силур

4 Современная структура зоны описывается как синформа, осложненная сравнительно простыми крупными, чаще всего открытыми складками и надвигами (Пучков и др., 2001). Здесь в слабонарушенном виде сохранилась стратиграфическая последовательность вулканических комплексов девонско-раннекаменноугольного возраста, причем их разрезы за последние 25 лет прекрасно датированы по конодонтовой фауне. Это уникальное обстоятельство, отличающее Урал от других палеозойских складчатых поясов, дает прекрасную возможность изучить внутреннее строение палеозойской островной дуги и такие детали ее истории, которые зачастую недоступны при изучении активных современных, слабо эродированных островных дуг.

5 (Пучков и др.,2002) Сост.С. Е.Знаменский

6 Brown et al., 2001; Guidebook, 2004

7 Предыстория дуги. Формированию Магнитогорской островной дуги предшествовала значительная тектоническая пауза, с которой связано накопление осадочных пород, как глубоководных так и мелководных, преобладавшее в течение большей части силура и нижнего девона. Невулканогенные разрезы силура описаны, в основном, в составе глубоководной кремнисто-глинисто- сланцевой сакмарской свиты, тогда как нижнедевонские – в составе мазовской свиты, ишкильдинской, ильтибановской, мансуровской, ускульской, рыскужинской, субутакской толщ, представленных либо глубоководными терригенно-кремнистыми, кремнистыми, глинисто-кремнистыми, либо мелководными известняковыми биогермными осадками (Стратиграфические…,1993; Артюшкова, Маслов, 2001).

8 Лохковские биогермные известняки. Карьер Рыскужино

9 Олистостромы По-видимому, с этим же временем связано формирование олистостромового горизонта, местами наблюдаемого в крупных блоках среди серпентинитового меланжа зоны ГУР. Байгускаровский меланж с олистостромой

10 Чистый случай Магнитогорская дуга - по крайней мере, на Южном Урале - формировалась с «чистого листа», а не была унаследована от более древней дуги.

11 Основные вулканогенные серии островной дуги: Баймак-бурибайcкая контрастная риолит-базальтовая (D 1 ems 2 ) Bepхнетаналыкская непрерывная гомодромная базальт- андезит-дацит-риолитовая (D 1 ems 2 ) Ирендыкская андезито-базальтовая (D 1 ems 2 -D 2 e 1 ) Карамалыташская контрастная риолит-базальтовая (D 2 e); Улутауская непрерывная базальт-андезит-дацит- риолитовая (D 2 zv-D 3 f 1 ); Колтубанская непрерывная базальт-андезит-дацит- риолитовая (D 3 f 2 ) Шелудивогорская и др. шошонит-абсарокитовая (D 3 fm).

12 Эти серии налегают друг на друга, ясно указывая на смещение вулканических процессов в восточном направлении (единого вертикального разреза,где были бы все формации, не существует).

13 Баймак-бурибаевский риолит- базальтовый комплекс (D 1 ems 2 ) знаменует начальный этап формирования энсиматической островной дуги. Комплекс состоит из 3 х толщ: нижний долерито-базальтовый, средней – пиллоу-базальтовый и верхней – риодацит-базальтовый. Формирование комплекса происходило в две фазы: ранняя фаза (b-br 1-2 ) протекала в режиме относительного растяжения, о чем свидетельствуют массовые подводные излияния пиллоу- базальтов и многочисленные дайки и субвулканические интрузии габброидов, преимущественно ССЗ простирания, близкого к простиранию палеовулканической зоны; поздняя фаза проходила в условиях относительного сжатия, в пользу чего говорит наличие порфировых структур вулканитов b-br 3, и широкое распространение даек дацит-риолитового и плагиогранитного составов, образующих рои субширотного простирания..

14 В нижней, толеит-бонинитовой части разреза b-br 1-2 в составе комплекса преобладают магнезиальные толеитовые и коматиитовые пиллоу-базальты и ассоциирующие с ними бонинитовые вариолиты. В меньших количествах присутствуют низкомагнезиальные толеитовые и субщелочные базальты, последние из которых встречаются исключительно в нижней части разреза в составе толщи долерито-базальтов (b-br 1 ). В верхней риолит-базальтовой толще (b-br 3 ) баймак-бурибаевского комплекса присутствуют эффузивные дациты, риодациты, (оливин)-пироксеновые, пироксен-плагиофировые и афировые базальты, реже андезибазальты известково-щелочной серии.

15 b-br 1

16 b-br 2 Некогерентные несколько обогащены, тогда как высокозарядные и РЗЭ- обнаруживают заметный дефицит, в целом указывая на относительную деплетированность мантийного клина. -br 1-2 Бониниты здесь отличаются не только от базальтов, но и от типовых тихоокеанских бонинитов чрезвычайно резким дефицитом легких РЗЭ.

17 Верхнетаналыкский непрерывный базальт-андезит-дацит- риолитовый комплекс (D 1 ems 2 ) Залегает в целом выше и восточнее Баймак- бурибаевского комплекса. Вулканогенные толщи Верхнетаналыкского комплекса характеризуются гомодромным характером эволюции составов вулканитов и принадлежат известково-щелочной магнезиальной и, в меньших объемах, толеитовой магнезиальной петрогенетическим сериям. Бонинитовые составы отсутствуют и здесь, и в более молодых комплексах.

18 Известково- щелочная

19 Толеитовая. Характерный для островодужных Nb- Ta минимум, низкое содержание Cr, Ni, Co.

20 Ирендыкский андезито-базальтовый вулканический комплекс (D 1 ems-D 2 e) располагается выше и восточнее предыдущих, и состоит из трёх подкомплексов: 1 – Северо- Ирендыкского базальт-андезибазальтового; 2 – Южно-Ирендыкского гибридного базальт- андезибазальт-андезит-дацит-риолитового; 3 – Сукраковского трахидацитового. В составе комплекса выделяются толеитовая и известково-щелочная серии. В составе последней отмечаются высокоглиноземистые и высококалиевые разности.

21 Ю Ирендыкская ir 3. Толеитовая. Отличается от предыдущей серии пониженной магнезиальностью.

22 Cев. ирендыкская Обе диаграммы – для РЗЭ (порода/хондрит)ю Большая часть пород обогащена легкими РЗЭ и относится к известково- щелочной серии. ?

23 Карамалыташский риолит- базальтовый комплекс (D 2 e km) Залегает выше Ирендыкского комплекса. В составе Карамалыташского риолит-базальтового вулканического комплекса выделяется два геохимических типа базальтов: 1- островодужные толеиты с низкими концентрациями Al, Ti, Zr, Nb, Y, K, Rb, Ba, U, Th; (основная часть формации) 2- с субщелочным уклоном базальты. Первые концентрируются в риолит-базальтовых постройках в пределах рудных полей и районов, вторые слагают редуцированные разрезы без кислых пород в безрудных зонах на выклинках комплекса.

24 Толеитовые базальты: дефицит легких РЗЭ, характерные для островодужных вулканитов негативные аномалии Nb,Ta,Zr,Hf,Ti, Y и повышенные концентрации – Cs, Ba, Rb, K

25 Пространственное соотношение карамалыташской свиты (красное) и более ранних островодужных формаций (зеленое) указывает на внутридуговой (intra-arc) характер вулканизма в карамалыташское время.

26 Улутауский непрерывный базальт-андезит- риолитовый комплекс (D 2 zv-D 3 f 1 ) Большая часть вулканитов улутауского комплекса относится к известково-щелочной петрогенетической серии. Залегает выше карамалыташских вулканитов, нередко находясь с последними в сложных фациальных взаимоотношениях. Вулканогенные разрезы этого комплекса сосредоточены преимущественно в Восточном борту Магнитогорского мегасинклинория в пределах Учалинско-Александринской зоны, тогда как в более западных районах (Баймакско-Сибайском и др.) он представлен исключительно терригенно- вулканомиктовыми флишоидными толщами склона (точнее, фронтального прогиба) островной дуги. В составе комплекса выделяются толщи андезит-андезибазальтового, дацит- риолитового, реже базальтового состава.

27 Типичная известково- щелочная серия. Характерно обогащение легкими РЗЭ при дефиците тяжелых, низкие концентрации Ti, Mg, Cr, Co, Ni. Проявлены (хоть и слабее, чем в предыдущих) отрицательные аномалии Nb и Zr.

28 Колтубанский и Нововоронинский вулканические комплексы (D 3 f) имеют слабо дифференцированный базальт- андезибазальтовый состав. По данным Р.Г.Язевой, В.В.Бочкарева возрастные аналоги Колтубанского комплекса восточного борта Магнитогорского мегасинклинория имеют более калиевый состав и повышенные концентрации большинства литофильных элементов. Они сопоставимы с комплексами современных развитых островных дуг. По соотношениям La и Yb (см. далее) зона выплавления магм в мантийном клине занимает относительно глубокую позицию на границе шпинелевого и гранатового лерцолита.

29 В вулканитах почти исчезают Nb и Zr отрицательные аномалии, возрастает количество К,и хорошо выражено обогащение легкими РЗЭ по сравнению с тяжелыми. В пределах одновозрастных комплексов наблюдается с запада на восток рост калиевости вулканитов и концентрации некоторых литофильных (Zr, Nb) элементов.

30 Шелудивогорский, Зингейский и Новоивановский и др. вулканические комплексы абсарокит-шошонит- латитового состава (D 3 f-fm) Представляют собой фрагменты зоны субщелочного вулканизма на Южном Урале, связанного с последними стадиями формирования зрелой островной дуги. Эти комплексы являются составной частью трахидацит-трахиандезит- трахибазальтовой формации, в которую входят также и интрузивные плутонические комплексы габбро-монцонит-граносиенитового состава. По Р.Г.Язевой, В.В.Бочкареву и А.В.Тевелеву, их особенности связаны с большой мощностью мантийного клина и коры. По нашему мнению высокие La/Yb отношения свидетельствуют о том, что в фаменское время продолжалось погружение слэба и выплавление магм происходило в верхней части зоны гранатовых лерцолитов при умеренных (3- 10%) степенях плавления мантийного субстрата. Наличие ниобиевого минимума на спайдеграммах отношений порода/N-MORB может указывать на менее деплетированный состав мантийного субстрата на глубоких горизонтах мантийного клина.

31 Шелудивогорский комплекс. Принадлежит шошонит- абсарокитовой серии (Салихов, 1997; Язева, Бочкарев, 1998). Проявлены минимумы Nb,Zr,Y и положительные аномалии Rb, Ba, K, что характерно для надсубдукционных образований.

32 Березовский субщелочной контрастный базальт-липаритовый комплекс (C 1 t-v 2 ). В нижнекаменноугольное время в условиях отмирания Магнитогорской островной дуги вследствие прекращения субдукции под ней формировались вулканиты рифтогенного типа в ассоциации с терригенными и карбонатными толщами. Вулканиты с повышенной щелочностью явно преобладают, в меньшем количестве присутствуют базальты толеитовой серии В среднем визе толеитовый риолит-базальтовый вулканизм сменился субщелочным магматизмом. Р.Г.Язева и В.В. Бочкарев в составе субщелочной серии выделяют ряд пород базальт-гавайит- муджиерит-бенмореит-трахидацит-трахириолит. По большинству параметров субщелочные основные породы (гавайиты) близки к субщелочным базальтам континентальных рифтовых зон. Область магмаобразования в карбоне, возможно в связи с отрывом слэба, локализовалась в недеплетированной мантии в зоне шпинелевых лерцолитов вне влияния зоны субдукции. Выплавление происходило при невысоких степенях плавления мантийного субстрата (2-10%). Выплавление толеитов происходило еще в надсубдукционном клине.

33 Нижний карбон, толеиты. Слабо проявлена отрицательная аномалия Nb, лучше проявлены негативные аномалии Zr и Y. Вулканиты слабо обогащены легкими РЗЭ.

34 Нижний карбон, субщелочные высокотитанистые базальты. Обогащение Rb, K, Nb, Zr ; резкое обогащение легкими РЗЭ.

35 Вариации соотношений Yb к La/Yb в базальтах описанных вулканических комплексов в условиях частичного плавления разных составов шпинелевого, плагиоклазового (I-IV) и гранатового (V) лерцолитов

36 Геодинамические условия развития магматизма островной дуги Заложение энсиматической островной дуги неизбежно сопровождалось взламыванием океанической литосферы, что должно было отразиться в рельефе. Не исключено, что эмсские олистостромы, о которых шла речь в начале статьи, являлись предвестниками начавшегося процесса. Дальнейшее погружение в условиях формирования энсиматической дуги предполагает выбор в условиях неустойчивого равновесия: какая из сторон океанической литосферы начнет погружаться, а какая надвигаться. Вопрос этот неясен, и сам этап может рассматриваться в свете представлений о нелинейности процесса, как точка бифуркации, когда сравнительно слабый фактор может оказаться решающим. По идее, должна погружаться более тяжелая (более древняя, остывшая) сторона – либо проявляться прямое влияние конвективного потока, затягивающего одну из конвергирующих плит.

37 Возможно, определенную роль могла играть сдвиговая компонента, способная позиционировать более тяжелую часть океанической литосферы против более легкой. Современные случаи сдвига, предваряющего начало субдукции, описаны (Stern, Bloomer,1992; Lebrun et al., 2003).

38 Баймак-бурибайский этап В последнее время появилось довольно много свидетельств того, что с заложением островной дуги связаны условия растяжения. Речь может идти даже об особом, островодужном типе офиолитов (Stern, Bloomer, 1992; Пучков, 2000, Sang-Mook Lee, 2004). Сделана попытка моделировать этот процесс (Hall et al., 2003). Согласно этой модели, вначале процесс погружения плиты идет медленно, в условиях сжатия, но с какого-то момента начинается проваливание края плиты - возможно, вызванное его эклогитизацией и утяжелением, в результате чего происходит откат перегиба плиты, и в освобождающееся пространство поднимается астеносферный диапир. Создаются условия, сходные с условиями медленного спрединга. В случае, описанном в Магнитогорской зоне, этот процесс сопровождается образованием вулканитов толеитовой и контрастной формаций, выплавление которых, как обычно считается, происходит на небольшой глубине. Малая скорость спрединга создает условия для спокойной дифференциации и образования, наряду с базальтами, кислых пород.

39 Модель заложения зоны субдукции, сопровождаемого рифтогенезом и всплыванием иантийного диапира (Gurnis, 2003) –

40 Одновременно, однако, оказывается задействованной и другая, значительно более глубокая и высокотемпературная зона плавления, в которой образуются бониниты. Знаменательно, что бониниты появляются именно на раннем этапе истории островной дуги, сразу после ее заложения, и в дальнейшем не наблюдаются. Можно предположить, что их образование связано с первым плавлением надсубдукционного клина под действием высвобождающейся воды – пока этот клин не начал охлаждаться и еще имеет очень высокую температуру, обеспечивающую высокую степень плавления. По данным Н.Л.Добрецова и В.А.Симонова ( устное сообщение), бониниты формируются в результате кристаллизации высокотемпературных ( о С) расплавов.

41 Верхнетаналык-ирендыкский этап В дальнейшем Магнитогорская дуга перешла в режим, который можно назвать стационарным, или стандартным, с образованием преимущественно известково-щелочных магм и подчиненных толеитовых с нормальной и пониженной магнезиальностью, принадлежащих верхам баймак-бурибаевского, верхнетаналыкскому и всему ирендыкскому комплексам. Для них характерно понижение степени плавления, что может быть связано с падением температуры надсубдукционного клина.

42 Карамалыташский этап Последовавшее за тем появление карамалыташского комплекса свидетельствует о резкой перестройке режима субдукции. Облик соответствующей серии определяется резким преобладанием толеитовой компоненты с контрастным типом дифференциации над переходной к субщелочной, слабо дифференцированной. Для первой предполагается большая степень плавления по сравнению со второй. По этим параметрам условия карамалыташского времени приближаются к первой половине баймак-бурибаевского, с тем отличием, что температура надсубдукционного клина сильно понижена, и основной объем плавления осуществляется в условиях растяжения над астеносферным диапиром. Уже говорилось, что возможна принадлежность карамалыташского вулканизма к внутридуговому рифту.

43 Остается другой, более общий вопрос: почему вообще произошла перестройка, или еще более общий вопрос: в чем причина наличия двух типов субдукции: западно- тихоокеанского и восточно-тихоокеанского (Марианского и Чилийского). Первый тип отличается от второго более крутым наклоном зоны субдукции в верхней части, редуцированностью аккреционных комплексов и наличием зон задугового и внутридугового растяжения (Uyeda, 1991).

44 Задуговый и внутридуговый спрединг: причины Предлагались различные объяснения. М.Тамаки и Е.Хонза (1991, и ссылки в этой работе) перечислили 5 ранее предлагавшихся моделей. Первая модель довольно близка к привлеченной нами для объяснения процесса образования баймак- бурибаевской свиты, но не годится для зрелой дуги. Вторая просто не годится, поскольку горячие точки, по определению, существуют вполне независимо от движений плит и положения плитных границ. Из последующих трех только четвертая модель делает попытку объяснения глобальной закономерности расположения задуговых бассейнов, но страдает другими недостатками

45 Значение возраста слэба Между тем, существует еще одно объяснение глобального характера расположения зон субдукции двух типов, лишенное вышеуказанных недостатков. Было показано (Molnar, Atwater, 1978), что задуговый спрединг в новейших условиях возникает лишь там, где возраст коры превышает 50 млн лет, а во многих случаях составляет 100 и более млн лет.

46 Таким образом, островные дуги с тыловыми морями или внутридуговыми рифтами связаны с субдукцией более древней, и значит, более тяжелой (более остывшей) океанической коры. Представляется, что более древняя кора не только легче тонет, но и способна вызывать откат шарнира (перегиба) литосферы во фронте зоны субдукции и/или увеличение крутизны наклона зоны субдукции, с возникновением условий растяжения в надсубдукционном клине.

47 Максимальный возраст палеоуральской океанической коры на момент образования Карамалыташского комплекса мог составлять порядка 100 млн лет, с раннего ордовика до раннего живета, что сопоставимо с возрастом коры, субдуцируемой в западно-тихоокеанском обрамлении. Первоначально должна была субдуцироваться наиболее молодая кора (раннедевонская? силурийская?), уступавшая место все более древней по мере того как островная дуга приближалась к пассивной окраине Восточно-Европейского континента, заложившейся в раннем ордовике. Субдуцируемая кора стала достаточно тяжелой, для того чтобы наклон угла субдукции увеличился, и над ней возникла зона растяжения.

48 Улутауский этап Новый этап развития начинается с живета, с улутауского времени, когда восстанавливается режим формирования известково-щелочных серий, сохранявшийся затем с определенными изменениями в течение всего позднего девона, с тенденцией постепенного увеличения щелочности вулканитов, характерной для завершающих этапов развития островных дуг. Примечательной особенностью этого этапа развития дуги является смещение вулканической оси к востоку, что можно связывать с новым выполаживанием зоны субдукции. Такое выполаживание, действительно, рано или поздно должно было произойти в связи со сближением Магнитогорской островной дуги и Восточно-Европейского континента и вхождением его внешнего края в зону субдукции. Будучи более легким, чем океаническая кора, этот континентальный край и вызвал указанное явление

49 Пост-улутауский этап Возможность субдукции континентальной литосферы, даже утоньшенной, ограничена плавучестью континентальной коры. Когда сила всплывания превышает силы, заталкивающие и/или затягивающие слэб в мантию, происходит заклинивание зоны субдукции и всплывание континентального края. Эти события описываются в целом как столкновение островной дуги и континента. Такого рода явление, будучи главной причиной вывода на поверхность глубинных, высокобарических эклогит-глаукофансланцевых метаморфитов, достаточно четко датируется на Южном Урале по появлению соответствующих метаморфических минералов в раннефаменском флишевом комплексе зилаирской серии ( Пучков, 2000; Brown et al.2001; Willner et al.,2002). Стагнация процесса субдукции и утолщенность коры островной дуги вследствие накопления вулканитов большой мощности приводило к увеличению процессов магматической дифференциации в промежуточных очагах.

50 Раннекаменноугольный этап Заклинивание зоны субдукции могло также иметь своим следствием отрыв океанического слэба и его быстрое погружение в мантию. Формирование раннекаменноугольных вулканитов характеризует процесс разрушения отмершей островной дуги и носит черты рифтового. В отличие от баймак-бурибаевской и карамалыташской вулканических серий, также носивших признаки рифтовых формаций, никаких родственных черт с островодужными комплексами в раннекаменноугольных вулканитах не наблюдается.

51 В это время произошел перескок зоны субдукции на новое место, и глава истории Урала под названием «Магнитогорская островная дуга» была окончательно закрыта.

52 Сводная модель развития Магнитогорской дуги

53