Общая систематика петрологических провинций Тихого океана

Толеитовая палеоген-четвертичная группa провинций ( Восточно-Тихоокеанская, Хуан де Фука, Калифорнийская, Галапагосская. Южно-Tихоокеанская).

Тектонеческое положение: pифтовые зоны срединно-океанических поднятий.

Последовательность магматизма (абсолютный возраст)- магнотолеит ->ферротолеит-> (исландит) -> субщелочной базальт (0-40 млн. лет). Развитие N, Fe, D, K, Na, T и Р -типов толеитов MOR; низкие содержания
K, Ba, LREE


Титанисто-толеитовая палеоген-голоценовая группa провинций ( Гавайская, Императорская). Тектонеческое положение: Линейные асейсмичные хребты. Последовательность магматизма (абсолютный возраст)-Титанистый толеит ->базальт-трахитовая субсерия -> щелочной базальт (0-65 млн лет). Высокие содержания Ti,Sr, Ba, Zr, LREE

Неоген-четвертичная щелочно-базальтовая группa провинций, щелочно-базальтовые натриевая и калиево-натриевая субсерии (Таити, Тубуаи, Туамоту, Маркизская). Тектонеческое положение: вулканогенно-сводовые поднятия (Полинезийский свод ). Последовательность магматизма (абсолютный возраст)-Титанистый толеит -> щелочной базальт -> таитит, фонолит, нефелиновый сиенит (1-25 млн лет). Высокие содержания Ti, Na, Sr, Ba, Zr, LREE.

Анкарамит- трахизальтовая поздне-юрско-меловая группa провинций- автономные анкарамиты, трахибазальты, тристаниты ( Мид-Пацифик). Тектонеческое положение: cубширотные разломы зон глубиного растяжения. Последовательность магматизма (абсолютный возраст)-aнкарамит - трахибазальт-
трахит, фонолит. (150-30 млн лет). Повышенные и высокие содержания K, Ti, Rb, Sr, Ba, Zr, Cr.


Толеит-субщелочно-базальтовая поздне-юрско-плейстоценовая группa провинций, титанистые толеиты; базальт-трахитовая субсерия (Лайн, Восточно-Марианская, Северо-Западная). Тектонеческое положение: pазломы зон глубинного растяжения субмеридиаального направления. Последовательность магматизма (абсолютный возраст)- базальты KLAEP (140-100 млн лет), титанистый толеит- базальт-трахитовая субсерия (90-60 млн лет)->
щелочные базальты (60-30 млн лет); субщелочные базальты (30-2 млн лет). Высокие содержания Ti,K, Sr, Ba, LREE

Толеит-щелочно-базальтовая поздне-юрско-меловая с позднекайнозойской тектоно-магматической активизацией группa провинций, толеиты плит, базальты KLAEP; базальт-трахитовая субсерия (Меланезийская, Манихики). Тектонеческое положение: зоны разломов рифтового и трансформного типов, сопровождающиеся рассеянным спредингом и тектоническим скучиванием.
Последовательность магматизма (абсолютный возраст)- толеиты PIP, базальты KLAEP (150-130 млн лет); толеиты окраинных морей (30-10 млн лет); базальт-трахитовая трахитовая субсерия (12-1 млн лет). Повышенные и высокие содержания K, P, Sr, Ba, LREE в базальтах KLAEP

Приведенo в сокращённом варианте по И.Н.Говорову, Э.Д. варианте по И.Н.Говорову, Э.Д. Голубевой [Петрологические провинции...,1996].

Провинции кайнозойских толеитовых базальтов восточной и южной частей Тихого океана (Неопацифики).

В этой группе провинций Неопацифики, кроме провинций системы срединно-океанического хребта Тихого океана, выделены провинции окаймляющих его рифтовых структур Хуан де Фука, Калифорнийская и Галапагосская.

По соотношению и ассоциациям нормативных минералов базальтоиды представлены: пересыщенными (Q и Hy), насыщенными (Hy), недосыщенными или оливиновыми толеитами (Hy и Ol) и оливиновыми базальтами или пикритами (Ol) [Грин, Рингвуд, 1968]. Подавляющее большинство толеитовых базальтов океана содержит нормативный гиперстен. Состав магматических пород определяется соотношениями и составом главных породообразующих минералов: оливина- Fo85-90, плагиоклаза- An68-86, пироксена- авгита (Wo30-42En43-58Fs9-15) и шпинели. По ассоциациям вкрапленников в базальтах они варьируют от оливиновых,
оливин-плагиоклазовых и плагиоклаз-оливин-пироксеновых до кварц-пироксеновых толеитовых разностей.

B восточной части океана развиты магматические серии пород, представленные последовательными дифференциатами от магнезиальных толеитов MOR D- и N- типов до железистых ферротолеитов (феннеровский тренд). Этот тренд, по мнению [Fenner, 1929], связан с фракционированием магнезиальных клинопироксенов. Cостав базальтов в различных скважинах характеризуется увеличением содержаний кремнекислоты и щелочей (боуэновский тренд), обусловленный обогащением расплавов альбитом,
щелочами и кремнезёмом, что, по Боуэну [Bowen, 1928],является результатом фракционирования в пределах системы Ab-An-Di.

Характерное для Неопацифики преобладание феннеровского тренда эволюции с различной степенью обогащения оксидами железа пород магматических серий прослеживается на диаграмме AFM (рис.2). Как видно на диаграмме в сравнении с рифтовыми зонами ВТОП, характеризующимися сериями: толеиты MOR D- и N-типов - ферротолеиты, наблюдается значительно большая протяжённость эволюционных трендов в породах рифтовых зон Хуан де Фука, Горда и Галапагос, где проявлены более
высокожелезистые типы пород вплоть до ультратитанистых ферробазальтов.


Средний состав толеитовых базальтов Тихого океана : SiO2 49%, TiO2 1%, Al2O3 16%, Fe2O3 2%, FeO 11%, MnO 0,2%, MgO 8%,CaO 12%,Na2O 3%, K2O 0,1%,P2O5 0,2 %


Средние составы толеитов MOR: толеиты N типа, ферротолеиты, калиевые ферротолеиты, ультратитанистые ферротолеиты, натриевые толеиты.

Срединный хребет океана состоит из плиоцен-плейстоценовых рифтогенных хребтов тихоокеанских поднятий ВТОП и ЮТОП и представляет «нанизанную» на ось цепочку вулканов, каждый из которых периодически извергается в результате чередования периодов заполнения и опустошения магматических камер, находящихся под осевой зоной хребта.

Состав базальтовых стёкол рифтовой долины ВТОП [Melson,. et al.,.1977; Sinson et al., 1991] существенно варьирует в каждом из из блоков ВТОП (I- 31-27о ю.ш.; II- 25-13о ю.ш.; III- 11-6о ю.ш.; IV- 6о ю.ш.- 1о с.ш.; V- 8-15о с.ш.; VI- 20-23о с.ш.), для которых Н.М.Сущевской и Т.И. Цехоней [1992] рассчитаны кластеры сходных по составу пород, характеризующиеся различными
ассоциациями в выделенных блоках ВТОП. Расчёт этих данных методами таксономического и многофакторного анализа позволил определить обобщённые средние составы главных таксонов пород рифтовой структуры ВТОП, их ассоциации и вариации состава в различных блоках рифта (рис.3). Выделенные таксоны представлены оливиновыми толеитами с повышенной железистостью, кварц-гиперстеновыми толеитами с возрастающей железистостью и калиевыми ферротолеитами. Для разных блоков осевой рифтовой зоны наблюдаются различия ассоциаций стёкол разных составов. Так, оливиновые стёкла, наиболее широко развитые в приэкваториальных блоках (V–VI), отсутствуют в южном блоке, a высокожелезистые ферробазальтовые разности преобладают в южных блоках (I–II). Стёкла, имеющие состав калиевых ферротолеитов, проявлены в III-ем блоке.

На факторной диаграмме (рис.3), соответствующий I-му главному фактору вариации системы (Fe+Ti --Mg+Ca) феннеровский тренд эволюции прослеживается для большинства областей таксонов,контуры которых вертикально вытянуты в направлении II-го фактора (Si- Al+K+Na).

В общем оливиновые и оливин-пироксеновые железистые разности стекловатых базальтов осевой зоны рифта ВТОП образуют специфические ассоциации в различных блоках срединного хребта:магнезиальные деплетированные- в приэкваториальных зонах а фракционированные железистые в южных частях рифта, что обусловлено постепенно изменяющимся к югу строением рифта (более высоким осевым хребтом вблизи экватора и меньшим- в южных зонах) и меньшей глубиной промежуточных магматических камер (от 12км в северном блоке до 6 км в южных).


Проявление боуэновского тренда эволюции, выражающееся в смене толеитов и ферротолеитов MOR D- и N типов на толеиты и ферротолеиты MOR Т- и Е-типов и калиевые ферротолеиты наблюдается при удалении от осевой зоны срединного хребта к боковым склонам поднятия, в зонах разломов, нарушения центров спрединга ВТОП и прилегающих к срединному хребту
рифтов. Обогащённые толеиты Е-типа и субщелочные базальты слагают вулканические постройки вблизи ВТОП с щёлочнобазальтовыми вершинами. Особый тип железистых пород (калиевых ферротолеитов MOR), кроме стекловатых разностей блока рифта ВТОП наряду с толеитами MOR D- и N-типов и ферротолеитами выделен в скв. 597 и скважинах бурения, приуроченных к боковым склонам ВТОП.

Характерное для этих пород одновременное увеличение железистости и калиевости, не
сопровождающееся повышением содержания литофильных и лёгких РЗЭ объясняется зависимостью режима кристаллизации пород при низкой фугитивности кислорода в расплаве, специфичном в отношении накопления в нём на последних этапах кристаллизации железа, титана, калия и фосфора и последующее отделение (ликвацию) железисто-калиевого расплава от силикатного [Irvine, 1975, Кадик и др. 1990].

Значения отношения [La/Sm]n в разных типах пород различны.На основании изучения зависимости и нормированных концентраций иттербия ([Yb]n), (рис.4) в магматических сериях Неопацифики выделены петрогенетические серии трёх типов:

1- сильно дифференцированная с исходной магмой магнезиально-толеитового состава и остаточными дифференциатами
андезитового и кислого составов (зона Галапагос),
2-дифференцированная с исходной магмой ферропикротолеитового состава без дифференциатов повышенной кремнекислотности (зона Эксплорер),
3-cлабо дифференцированная ферротолеитовая с высоким содержанием железа и титана и низким-магния (зоны Эксплорер, Хуан де Фука и Галапагос).

Для этих серий характерны различные субстраты магмообразования:
(а) наиболее широко развитые толеиты и пикротолеиты ([La/Sm]n <0,9; [Yb]n < 35), по-видимому, связаны с субстратами плагиоклаз-шпинелевых перидотитов (ВТОП) или шпинель-гранатовых перидотитов (дифференцированная пикротолеит-ферротолеитовая серия хребта Эксплорер);
(б) ультратитанистые ферротолеиты ([La/Sm]n > 0,6 и [Yb]n >35) представляют собой производные глубинных плюмов;
(в) слабо дифференцированные толеиты, близкие по составу титанистым толеитам гавайского типа, возможно, связаны с наиболее глубоким в литосфере субстратом ильменит-гранат-перидотитового состава.

В моделях происхождения и дифференциации базальтовых магм,основанных на экспериментальных данных,не подвергается сомнению причина образования и излияния базальтовых магм - высокий тепловой режим мантии океана,поддерживаемый астеносферными плюмами, и декомпрессии при растяжении коры рифтовых зон океана.

Состав излившихся пород определяется составом, глубиной и степенью плавления субстрата верхней мантии в момент, когда образовавшийся первичный мантийный расплав обретает способность к отделению от твердого остатка. Ведущим фактором, определяющим химическое разнообразие пород и минералов, являются процессы фракционирования, представляющие собой не только гравитационное разделение
кристаллов и расплава, но, возможно, и смешение дифференциатов и их кристаллизацию на фоне периодического поступления в камеру новых порций магмы [Nielsen, 1990 и др.].

Происходящие в приповерхностных условиях при низкой фугитивности кислорода (между WM и IW буферным равновесием) фракционирование и кристаллизация первичных магм обусловили накопление в них железа и титана и последующее формирование ферробазальтов. Так, кристаллизация оливина и плагиоклаза в промежуточных магматических очагах осевой зоны ВТОП происходит в температурном интервале 1250-1150о, а клинопироксена- ниже 1180о [Сущевская, Цехоня, 1992]. Довольно быстрое и непрерывное излияние базальтовых магм через тонкую океаническую кору в рифтовой структуре срединно-океанического хребта опровождается, по В.Г. Сахно [Маракушев и др., 2000] определёнными в минералах восстановленными газами, среди которых преобладает водород.

Данные изучения фазовых равновесий силикатных систем свидетельствуют о зависимости направления эволюции состава пород, связанного с различиями условий выделения магнетита, которые контролируются окислительно-восстановительным режимом [Osborn, 1959]. Так, при кристаллизации в режиме закрытой системы, выделение магнетита не приводит к обеднению расплава железом, в то время как в открытой по кислороду системе (fo2 = const) содержание оксидов железа в расплаве резко падает.

Переход от феннеровского к боуэновскому тренду, по Куно, зависит от степени окисления железа в исходных магмах [Kuno, 1965].

Ассоциирующие с зонами низкоскоростных сейсмических волн верхние магматические очаги, расположены непосредственно под срединным хребтом и фиксируются данными сейсмотомографии [Дзивонски, Вудхауз, 1989-1990; Nolet, Wortel, 1989]. Результаты расчетов температур ликвидуса для базальтов срединных хребтов и теплового режима магматических [Арискин, Бармина, 1992] свидетельствуют, что максимальные значения температур характерны для центральных верхних частей магматических камер.

Последние формируются астеносферными диапирами или магматическими колоннами, поднимающимися из зон максимального расплавления мантийных пород верхней мантии [Gorshkov, Lukashevich, 1989; Langmuir et al., 1992]. Согласно модели динамического плавления“ С.Лангмюра подъём мантийного вещества через зону плавления происходит с различных глубин и
соответствует разной степени плавления субстрата верхней мантии. Образовавшиеся на флангах поднятия в результате меньшей степени плавления мантийного субстрата расплавы отличаются от первичных магм центральных зон повышенными концентрациями щелочных петрогенных и некогерентных элементов (эффект подщелачивания).

Таким образом, широко развитые в зоне хребта ВТОП оливин-толеитовые базальты MOR D- и N-типа связаны с наиболее высокотемпературным магматическим расплавом. Первичные магмы, выплавленные при меньшей температуре и соответственно меньшей степени парциального плавления субстрата верхней мантии и, возможно, с увеличением флюидного режима были
источником ассоциаций подщелоченных Т- и Е-типов базальтов MOR. По геофизическим данным зоны разуплотненного вещества расположены под срединным хребтом ВТОП на глубинах около 40-50 км, с удалением от хребта их глубина увеличивается до 100 км.

Провинции кайнозойских хребтов центральной части Тихого океана/ Неоген-четвертичные провинции островных архипелагов южной части Тихого океана/
Юрско-плейстоценовые провинции центральной и западной частей Тихого океана (Палеопацифики).
Геохимия и петрология толеитовых базальтов