В то же время, выяснение истории и условий формирования Черноморской впадины невозможно без установления генезиса проявлявшегося в течение этой истории магматизма. Вещественный состав магматических пород является индикатором различных геодинамических режимов и способен помочь подтвердить или опровергнуть выдвинутые гипотезы. С обнаружением выходов магматических пород на дне в украинском секторе Черного моря появилась возможность наполнить различные геодинамические схемы Черноморского региона материальным содержанием. Для этого необходимо было изучить обнаруженные магматические породы дна Черного моря современными методами и сопоставить с магматическими проявлениями на близлежащей суше, что и было выполнено автором диссертации. Актуальность как можно более точной реконструкции геодинамических условий формирования Черноморской впадины диктуется перспективностью акватории Черного моря на поиски месторождений углеводородов.
Связь работы с научными программами, планами, темами.
Морские исследования выполнялись автором в рамках программ, совместных для нескольких организаций НАН Украины. Национальная программа исследований и использования ресурсов Азово-Черноморского бассейна, других районов Мирового океана на период до 2000 г.: проект «Исследование структуры и эволюции пассивных континентальных окраин» РК № 0194U030580. Государственная программа создания системы и технологий навигационного, картографического и гидрографического обеспечения мореплавания: проект
«Грязевой вулканизм как фактор катастрофических явлений» РК № 0197U018431; проект «Исследование геологической природы и динамики подводных форм рельефа дна Черного и Азовского морей» РК № 0197U002128. Целевая программа научных исследований НАН Украины «Комплексные биоресурсные, гидрофизические и геолого-геофизические исследования морской среды, перспективных нефтегазовых структур и картирование распределения газогидратов в акватории Черного и Азовского морей»: проект «Геологические основы методов поисков газогидратов, сапропелей, тонкодисперсного золота, строительных материалов в Азово-Черноморском бассейне» РК № 0107U004519. Целевая программа научных исследований НАН Украины «Комплексная оценка состояния и прогноза динамики морской среды и ресурсов Азово-черноморского бассейна»: проект «Теоретические и методологические основы обеспечения прироста запасов нетрадиционных газовых ресурсов…» РК № 0110U006462. Целевая программа научных исследований НАН Украины «Стратегические минеральные ресурсы Украины»: проект «Газовый вулканизм как показатель гидратоносности дна Черного моря» РК № 0107U005690; проект «Оценка эффективности геологических критериев поиска газогидратных месторождений в Черном море» РК № 0110U006463. Как сотрудник ИГМР НАН Украины, автор принимала участие также в следующих проектах: «Составление и подготовка к изданию петрографического справочника Украины» РК № 0109U006576; «Петрология архейских чарнокитов и эндербитов Украинского щита» РК № 0102U000536.
Цель и задачи исследования.
Целью работы было познание эволюции магматизма зоны сочленения Западно-Черноморской впадины, Горного Крыма и Скифской плиты с точки зрения геодинамического развития региона.
Задачами исследования были: 1) петрографическое описание магматических пород и установление их классификационной принадлежности; 2) изучение химического состава пород на уровне петрогенных элементов и установление их номенклатуры; 3) изучение микроэлементного состава пород и установление закономерностей их распределения; 4) изучение химического состава породообразующих минералов; 5) изучение химического состава некоторых акцессорных минералов; 6) установление возраста магматических пород и циркона из них; 7) выяснение петрогенезиса различных типов пород; 8) обоснование связи происхождения магматических пород с тем или иным геодинамическим процессом.
Объектом исследований являлись разновозрастные магматические породы континентального склона Черного моря и Юго-Западного Крыма.
Предметом исследований являлся петрографический и вещественный состав магматических пород: структурные особенности пород и их минеральный состав; содержание главных и микроэлементов в породах, породообразующих и акцессорных минералах; изотопный возраст пород и минералов.
Методы исследований:
1) отбор проб магматических пород со дна моря путем глубоководного драгирования, а также из наземных обнажений и скважин; 2) определение в породах содержаний петрогенных окислов методом «мокрой химии» на квантометре; 3) определение в породах содержаний редких и рассеянных элементов методом рентген-флуоресцентного анализа; 4) определение в породах содержаний микроэлементов, включая редкоземельные, методом ICP-MS; 5) минералогический анализ протолочных проб пород с отбором монофракций различных минералов; 6) изучение минералов из монофракций методом микрозондового анализа; 7) определение изотопного возраста пород K-Ar методом; 8) определение возраста цирконов из пород методами изотопного U-Pb датирования (классическим и локальным).
Научная новизна полученных результатов:
- Обнаружен и изучен новый крупный район развития магматизма в зоне сочленения Скифской плиты и Западно-Черноморской впадины – Ломоносовский подводный массив (ЛПМ). Доказано, что магматизм ЛПМ не имеет аналогов на близлежащей суше.
- На основании петрографических, петрохимических и геохимических признаков для магматических пород ЛПМ установлен островодужный, субдукционно-связанный генезис, что позволило рассматривать ЛПМ как фрагмент палеоостровной дуги.
- В составе ЛПМ выделены три островодужные серии вулканических пород, а именно бонинитовая, известково-щелочная и шошонитовая. Распределение пород в пределах ЛПМ образует петрохимическую зональность с нарастанием калиевости пород и уменьшением магнезиальности в направлении с юго-востока на северо- запад, от фронта дуги к тылу. В составе ЛПМ выделены три серии плутонических пород, для двух из которых, а именно плагиогранитной и трондьемитовой, доказана связь с надсубдукционными офиолитами.
- Впервые установлена разнородность магматических проявлений на Гераклейском плато юго-западной оконечности Крыма. Восточная его часть отнесена к магматизму пассивной континентальной окраины, а западная – к сохранившимся фрагментам офиолитов ЛПМ.
- Обнаружен и изучен новый район развития магматизма в зоне сочленения Западно-Черноморской впадины, Скифской плиты и Горного Крыма на Форосском выступе континентального склона Черного моря. Доказана принадлежность магматизма Форосского выступа к стадии пассивной континентальной окраины и генетическое родство с таким же магматизмом восточной части Гераклейского плато.
- В итоге изучения в эволюции магматизма района выделено несколько стадий. Определен возраст каждой стадии и преобладающий геодинамический режим формирования.
- Впервые современными локальными методами установлен возраст и геохимические особенности цирконов из пород различных стадий магматизма. Доказано, что континентальная кора северной периферии Черноморской впадины была консолидирована в раннем протерозое, а ее состав был неодинаковым в разных частях региона.
- Установлена неоднократность проявления субдукционно-связанного магматизма в течение мезозоя: первый раз – с конца средней юры по ранний мел, второй раз – в позднем мелу–палеогене. Показано, что островодужные серии ЛПМ могли образоваться при большой доле участия вещества древней континентальной коры при откате субдукции и задуговом растяжении, сформировавшем Западно- Черноморскую впадину.
Практическое значение полученных результатов обусловлено связью изучения геологии Черного моря с реальной практической задачей добычи нефти и газа в его акватории. Точность прогнозных оценок запасов углеводородного сырья зависит от полноты знаний о геологическом строении Черноморского региона, в том числе и о его магматизме.
Личный вклад автора
Диссертация базировалась исключительно на новом материале, полученном непосредственно автором. Значительная часть научных работ подготовлена в соавторстве с другими авторами. Вклад соискателя в такие работы определяется следующим образом: в публикациях № 1, 3-6, 9, 15 соискатель выполняла петрографическое, петрохимическое, геохимическое и минералогическое исследование плутонических и, частично, вулканических пород и принимала участие в коллективном решении относительно их геодинамической интерпретации; в публикациях № 11, 22 соискатель определяла контуры и локализацию подводных магматических тел для геоморфологичекой характеристики дна. В других совместных публикациях вклад соискателя указан особо. В монографиях указаны написанные соискателем разделы.
Апробация результатов диссертации
Результаты исследований автор докладывала на ряде международных совещаний: на ХХХII Тектоническом совещании « Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма» (Москва, 1999); на 4-м Совещании по геологическому изучению альпинид (Тюбинген, Германия, 1999); на 2-м Международном симпозиуме по геологии Черноморского региона (Анкара, Турция, 2009); на XXVII Международной конференции «Геохимия щелочных пород» (Москва-Коктебель, 2010); на 3-м Международном симпозиуме по геологии Черноморского региона (Бухарест, Румыния, 2011); на XXVIII Международной конференции «Рудный потенциал щелочного, кимберлитового и карбонатитового магматизма» (Судак-Москва, 2012).
Публикации
Основные положения диссертации опубликованы автором после защиты кандидатской диссертации в 26 работах; 11 из них – единоличные. Наиболее важное достижение автора – публикация в соавторстве монографии (№ 2 в перечне)
«Палеоостровная дуга севера Черного моря», которой на протяжении 15 лет активно пользуются геологи Украины и России.
Структура диссертации
Диссертация состоит из вступления, 6 разделов, выводов и списка использованных литературных источников. Основной текст диссертации изложен на 284 страницах печатного текста. Диссертация содержит 121 рисунок, 32 таблицы и 192 наменования в списке литературы.
Благодарности
Автор выражает благодарность экипажам и научным составам НИС «Академик Вернадский», «Михаил Ломоносов», «Киев», «Профессор Водяницкий», «Владимир Паршин», НПС «Ихтиандр» за неоценимую помощь в осуществлении глубоководного драгирования.
Нужна помощь в написании автореферата?
Мы - биржа профессиональных авторов (преподавателей и доцентов вузов). Наша система гарантирует сдачу работы к сроку без плагиата. Правки вносим бесплатно.
Основное содержание работы
В разделе 1 «Строение северной периферии Черноморской впадины по геологическим и геофизическим данным» вкратце охарактеризовано геологическое строение (с акцентом на магматизме) каждой из трех структур, в зоне сочленения которых расположен район исследований: Скифской плиты, Горного Крыма и Черноморской впадины.
Скифская плита – эпигерцинская платформа, перекрывающая с юга докембрийскую Восточно-Европейскую платформу. Авторы многочисленных публикаций (Чекунов, 1972; Земная кора…, 1975; Nikishin et al., 1998 и др.) сходились во мнении, что фундамент Скифской плиты представлен дислоцированными породами палеозоя и байкалид, а чехол – триас-юрским комплексом. Раннемезозойский магматизм широко развит в Равнинном Крыму, а доверхнепалеозойские метаморфические сланцы слагают выступы фундамента — Новоселовское и Симферопольское поднятия. На Новоселовском поднятии раннеюрские эффузивы вскрыты скважинами на глубинах порядка 1 км непосредственно на метаморфических сланцах карбона. Выше залегают меловые вулканогенные образования, особенно широко распространенные в Каркинитском прогибе как на суше, так и в акватории моря. Южнее, на Новоселовском поднятии, такие же альбские вулканогенные туфы перекрывают раннеюрские эффузивы. Существование меловых рифтовых систем с активным вулканизмом на месте Скифской плиты никто из исследователей не отрицает. А вот относительно домеловой истории формирования Скифской плиты есть разногласия. Традиционно считается, что на ее месте существовал позднепалеозойский герцинский орогенный пояс. Однако сейчас высказывается и альтернативная точка зрения: Скифская плита — это утоненная окраина докембрийского континента, переработанная позднепалеозойским-раннемезозойским рифтингом (Saintot, Stephenson et al., 2006), то есть фундамент плиты древнее, чем предполагалось, как минимум неопротерозойский, а доминирующим тектоническим режимом с конца девона до конца юры было растяжение.
Горный Крым (или Южный Крым) традиционно включается в Альпийский складчатый пояс, хотя он является не просто альпийским, а киммерийско- альпийским сооружением с преобладанием киммерийских дислокаций на севере и западе и альпийских на юге и востоке; в эпоху первых он был теснее связан с Добруджей, а в эпоху вторых – с Большим Кавказом (Хаин, 1984). В последнее время Горный Крым считается единой с Северной Добруджей триасово-юрской полифазной орогенической областью (Никишин и др., 2005). Главной и древнейшей тектоностратиграфической единицей Горного Крыма является флишевая таврическая серия позднего триаса-ранней юры. Магматизм Горного Крыма изучался на протяжении многих лет с конца XIX века, особенно интенсивно в 30-х и 60-х годах XX века (Лучицкий, 1939; Лебединский, Макаров, 1962 и др.); но затем поступление новой информации сократилось. Крупные выходы магматических тел в Горном Крыму сосредоточены в четырех участках: 1) в юго-западной части в районе мыса Фиолент (этот участок входит в настоящее исследование); 2) между Бахчисараем и Симферополем в бассейнах рек Бодрак и Альма; 3) на Южном берегу — массив горы Аю-Даг и так называемый «комплекс малых интрузий»; 4) в восточной части – массив Карадаг. Датирование первого участка никогда не проводилось. Для трех других участков, по результатам датировок разных лет, намечается тенденция к омоложению возраста главных фаз магматических проявлений с запада на восток: от средней юры через среднюю-позднюю юру к поздней юре-раннему мелу. В западной, «киммерийской» части Южного Крыма меловых магматических пород не установлено, за исключением туфов района Балаклавы. К началу 90-х годов сложилось мнение, что весь мезозойский магматизм Горного Крыма имеет островодужную природу (Спиридонов и др., 1990). В этом, однако, заставляет усомниться его преимущественно бимодальный характер. По мнению автора диссертации, островодужный генезис наиболее достоверен для Карадагского массива; для остальных участков он возможен, но маловероятен.
Черноморская впадина состоит из двух впадин – Западно-Черноморской и Восточно-Черноморской, заполненных мощными осадками и разделенных Центрально-Черноморским поднятием, на севере которого выделяется вал Андрусова. Мощность земной коры в Западно-Черноморской и Восточно- Черноморской впадинах сейчас оценивается в 18-19 и 23 км (Starostenko et al., 2004), соответственно, при отсутствии в глубоководных частях гранитного слоя, то есть Западно-Черноморская впадина обладает океанической корой, а Восточно- Черноморская – субокеанической или растянутой континентальной. Под Центрально-Черноморским поднятием земная кора имеет мощность более 30 км и отождествляется с утоненной континентальной. До конца 80-х годов сведения о магматических породах дна Черного моря были единичными. Недостаток прямой геологической информации выводит на первый план геофизические данные, разночтение которых, однако, привело к появлению различных взглядов на происхождение и историю формирования Черноморской впадины. Давно стало ясно, что субокеаническая кора впадин является результатом преобразования изначально континентальной коры; различия во взглядах на сам механизм преобразования можно свести к двум группам теорий: 1) рифтинг и спрединг, 2) базификация под влиянием внедрения мантийного диапира (Чекунов, 1989). Сторонники последней в качестве аргумента привлекали пояса гравитационных максимумов, которыми окаймлена Черноморская впадина; в северной зоне самый большой из них – Крымский, который охватывает Горный Крым и прилегающую акваторию, в том числе и район исследований. Изучение гравитационного поля с учетом данных сейсмотомографии в сочетании с геодинамическим анализом привело к важному для настоящей работы выводу: Черное море подстилается довольно жесткой континентальной литосферой, которая консолидировалась в позднем протерозое-раннем палеозое (Stephenson, Schellart, 2010; Егорова и др., 2012). В настоящее время большинство геологов рассматривают Черное море как задуговый бассейн, образовавшийся в тылу Понтийской островной дуги в результате рифтинга в мелу, а то и в палеогене (Finetti et al., 1988 и др.), причем либо обе впадины раскрывались одновременно (в позднем мелу с сеномана по коньяк) (Никишин и др., 2001), либо Западная впадина раскрылась раньше (на рубеже раннего-позднего мела). Растяжение литосферы в тылу дуг вызывается откатом зоны субдукции (slab roll-back). Ее существование и положение в Черноморском регионе – еще один предмет спора. Согласно (Stampfli, Kozur, 2006), начиная с 180 млн. лет назад, то есть с начала средней юры, и как минимум до 155 млн. лет назад зона субдукции находилась как раз на месте Черного моря вблизи берегов Крыма, при этом она имела южное падение. Преобладает мнение, что за раскрытие Черноморской впадины ответственна Анатолийская зона субдукции с северным падением, причем из-за ее большой удаленности допускается очень пологая субдукция (flat-slab subduction). При раскрытии Западно-Черноморской впадины наиболее известные геодинамические схемы предполагают либо смещение только палеозойской Стамбульской зоны Западных Понтид к югу в течение апта- сеномана (Okay, 1994), либо вместе с Центральными Понтидами (Banks, Robinson, 1997). В последнем случае важнейший элемент Центральных Понтид – комплекс Кюре – вплоть до поздней юры был причленен к юго-западному Крыму. При переинтерпретации старых профилей ГСЗ в зоне сочленения Западно-Черноморской впадины со Скифской плитой геофизики рисуют погружение субокеанической коры Черного моря под континентальную кору Скифской плиты (субдукция, палеосубдукция или псевдосубдукция?) и выделяют аномальную зону пониженной скорости сейсмических волн, предположительно связанную с плавлением слэба (Ермаков, Пийп, 2005).
В разделе 2 «Методика изучения магматических пород при морских исследованиях» рассмотрена специфика изучения подводных объектов магматизма и изложены сведения о методах аналитических исследований, применявшихся автором диссертации. Изученный район включает три участка развития магматизма, два из которых расположены в акватории Черного моря и исследовались в процессе морских экспедиций. Если методика опробования наземных магматических пород (в обнажениях, из скважин) традиционна, то получение образцов таких пород со дна моря – специфическая задача. Главным методом опробования подводных обнажений является глубоководное драгирование, методика которого разнилась в зависимости от типа и оснащенности судна. В сборе каменного материала, положенного в основу диссертации, было задействовано шесть украинских научно- исследовательских судов. За 20 лет морских исследований (1989-2009 г.г.) магматические породы были подняты драгированием в общей сложности на 40 станциях. Обязательным элементом сопровождения драгирования являлась подробная эхолотная съемка дна с построением геоморфологических карт для выявления перспективных на поиски магматических выходов участков дна. Выбранные участки исследовались с борта обитаемого подводного аппарата, обнажения магматических пород документировались с помощью фото- и видеосъемки.
Поднятый драгами каменный материал подвергался аналитической обработке наравне с отобранным в наземных обнажениях. Диссертация построена исключительно на собственных аналитических данных. Всего было сделано 369 химических анализов пород (методом «мокрой химии» в ИГМР НАНУ и на квантометре СРМ-25 в КНУ) и 319 определений редких и рассеянных элементов методом рентген-флуоресцентного анализа на рентгеновском спектрометре СЭР-01 в КНУ. Представительные образцы пород были проанализированы методом ICP-MS в лабораториях российских институтов: ИПТМ РАН (п. Черноголовка) и ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) с получением полного спектра элементов, в том числе всех редкоземельных. Было выполнено 55 анализов породообразующих минералов на рентгеновских микроанализаторах JCXA-733, JXA-5, а также на растровом электронном микроскопе JSM-6700F (с энерго-дисперсионной системой для микроанализа JED-2300) фирмы JEOL в ИГМР НАНУ. Для определения возраста пород было сделано 42 определения K-Ar методом в лабораториях ИГН и ИГМР НАНУ. Для отобранных из пород Ломоносовского и Фиолентского массивов зерен цирконов было осуществлено U-Pb датирование на вторично-ионном микрозонде SIMS SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) по принятой там методике; всего проанализировано 60 точек. Помимо SHRIMP-геохронологии, применялась и классическая методика U-Pb датирования цирконовых навесок. И, наконец, в ИГМР НАНУ были выполнены исследования изотопии Rb и Sr.
В разделе 3 «Магматические породы Ломоносовского подводного массива» излагаются сведения о геологическом положении, строении, петрографии, петрохимии, геохимии и генезисе нового района развития магматизма на континентальном склоне Черного моря, открытого в 1989 г. коллективом украинских геологов, в который входила и автор диссертации, и названного в честь судна, с борта которого он был обнаружен, Ломоносовским подводным массивом. Ломоносовский подводный массив (в дальнейшем ЛПМ) расположен на дне Черного моря в 24 милях к юго-западу от г. Севастополь. Массив представляет собой гигантское подводное обнажение, протянувшееся на 40 км вдоль подножия континентального склона в северо-западном направлении. Массив продолжается далее как на запад, так и на восток, однако исследования за пределами крайних обнаруженных точек выходов затруднены. Ширина полосы выходов магматических пород на континентальном склоне – 6-12 км. Наиболее крутой участок склона – по меридиану 33°; в западном направлении континентальный склон расширяется и выполаживается. Преимущественное развитие магматических пород выступает на участке ЛПМ в качестве фактора рельефообразования.
ЛПМ находится на юго-западном окончании Крымского гравитационного максимума. От изобаты 200 м вниз по склону значения силы тяжести уменьшаются. Согласно плотностной модели, построенной по данным гравиметрии (Коболев и др., 1999) вдоль профиля, пересекающего ЛПМ, земная кора в районе ЛПМ разбита на несколько субпараллельных пластинообразных блоков: блоки с преобладанием базальтовой плотности чередуются с блоками гранитной плотности, а собственно ЛПМ сложен существенно базальтовым блоком; гранитный слой в нем уменьшен до 2,3 км. Магнитное поле в районе ЛПМ характеризуется слабоотрицательными значениями, что неудивительно, учитывая низкую магнитную восприимчивость изученных пород (по результатам прямых замеров драгированных образцов).
Особенностью ЛПМ является то, что осадочные породы в его пределах распространены очень мало, несопоставимо с магматическими. Мезозойские осадочные образования представлены: юрскими песчаниками, алевролитами и аргиллитами; верхнемеловыми карбонатными глинами и мергелями (последние со следами интенсивной тектонической переработки). Самыми древними осадочными породами являются черные массивные филлитовидные аргиллиты черносланцевой формации, датированные по споровому комплексу нижним карбоном (Шнюков, Щербаков, Шнюкова, 1997). Еще одной особенностью ЛПМ является крайне незначительное распространение пирокластических пород. Собственно магматические породы в общей сложности драгированы на 25 станциях ЛПМ с глубин свыше 800 м. По картине распределения магматических пород ЛПМ можно условно разделить на три части: восточную, центральную и западную. Самая мощная (около 900 м) вулканическая толща находится на востоке ЛПМ. Граница между восточной и центральной частями проходит примерно по меридиану 33º в.д. В восточной и центральной частях средняя часть склона занята вулканическими породами нормального ряда, а в основании склона залегают плутонические породы. Центральная часть отделена от западной широкой полосой развития черных сланцев (магматических выходов здесь нет), за которой расположен район развития исключительно субщелочных пород.
Магматические горные породы ЛПМ представлены как вулканитами, так и плутонитами. Вулканические породы нормального ряда охватывают полный ряд составов: пикритобазальты – базальты – андезибазальты – дациты – плагиориодациты – плагиориолиты. Основные и средние породы, как правило, спилитизированы. По химизму среди вулканитов прослеживаются две серии составов: высокомагнезиальные (ВМ) и умеренномагнезиальные (УМ), однако петрографических различий между одноименными породами разных составов почти нет. Среди базальтов установлены плагиофировые и авгитофировые разновидности. Афировые базальты всегда миндалекаменные, порфировые – несколько реже. Миндалины выполнены кальцитом, хлоритом, пренитом, эпидотом, кварцем, сульфидами. Плагиоклаз альбитизирован. Пироксен вкрапленников представлен авгитом с железистостью 9-14%. Ортопироксен сохраняется крайне редко. В составе основной ткани базальтов обычно диагностируется кварц. Андезибазальты встречаются чаще базальтов. В них нередко сохраняется плагиоклаз №№ 30-45, иногда до №65 (в фенокристах), а авгит более железистый – 11-20%. Среди андезитов, как правило, порфировых, также выделяются авгитофировые и плагиофировые; последние – кварцсодержащие, в них несколько чаще сохраняется ортопироксен. ВМ-андезиты, как правило, авгитофировые, а УМ – плагиофировые. Кислые вулканиты представлены как кайнотипными, так и палеотипными разностями. Начиная с плагиориодацитов, в фенокристах наряду с плагиоклазом (олигоклазом) появляется кварц.
Субщелочные породы представлены рядом основных-средних составов: абсарокит – шошонит – трахиандезибазальт (банакит) – трахит. Все породы порфировые; миндалин мало. Среди фенокристов резко преобладает плагиоклаз, который в породах среднего состава образует сложные кристаллы совместно с санидином, характерные исключительно для шошонитовых пород. Плагиоклаз во всех породах отличается высокой основностью — №№ 50-60. Редкие реликты пироксена представлены диопсидом и диопсид-салитом с железистостью около 20%. Оливин в этих породах не установлен.
Плутонические породы слагают ряд бедных калием составов: габбро – диорит — кварцевый диорит – тоналит – плагиогранит (трондьемит). Общей минеральной особенностью всех пород ряда является наличие роговой обманки разной степени сохранности при почти полном отсутствии биотита, а структурной особенностью – гипабиссальный облик. Для двух петрохимических серий кислых, преобладающих, пород проявляется различие структур: породы калиево-натриевой серии характеризуются преимущественно гипидиоморфнозернистыми структурами с псевдографическими участками, а породы натриевой серии – широким развитием пойкилитовой структуры, изредка гранофировой. Первичная роговая обманка обычно замещена вторичным амфиболом тремолит-актинолитового ряда. Плагиоклаз очень основный. Так, в кварцевых диоритах его основность достигает № 90, в тоналитах — №№43-51, а в плагиогранитах — №№ 42-47.
Для вулканических пород ЛПМ нормального ряда чрезвычайно характерны три главные петрохимические особенности: высокая магнезиальность и низкие титанистость (TiO2<0,8%) и калиевая щелочность (K2O<1,5%). На всех петрохимических диаграммах, особенно тех, где связаны MgO и TiO2, вулканиты отчетливо разделяются на два тренда, соответствующие ВМ- и УМ-сериям. Для ВМ- серии устанавливается более широкое распространение основных пород. В базальтах ВМ-серии содержание MgO достигает 18%, а в УМ-базальтах не превышает 11%, при этом по коэффициенту глиноземистости первые относятся к низко-, вторые – к высокоглиноземистым породам. ВМ-базальты характеризуются высокими содержаниями Cr и Ni. Для андезибазальтов максимальная магнезиальность составляет 15% MgO; выделяются те же две серии с четким разрывом между сериями в интервале 6,5-8,0% MgO. Еще резче разделяются ВМ- и УМ-андезиты – вблизи MgO=6,5%. ВМ-андезиты на уровне редких элементов проявляют некоторые черты адакитов, в частности, отношение Sr/Y в них нередко более 20. На различных вариантах диаграммы Пирса (как для петрогенных окислов, так и для редких элементов) ВМ-базиты попадают в поле базальтов океанического дна, а УМ-базиты – в поле орогенных (островодужных или окраинно- континентальных) базальтов. Для кислых пород также прослеживается деление на две серии. Граница по содержанию MgO, в зависимости от кремнекислотности, изменяется от 3 до 1%, составляя в среднем для плагиориодацитов 2,5%, а для плагиориолитов – 1,5% MgO. Даже в УМ кислых вулканитах содержание MgO находится выше классификационных пределов.
Таким образом, главные петрохимические особенности прослеживаются во всех группах вулканитов вплоть до самых кислых. Если судить по критерию Мияширо, то среди вулканических пород ЛПМ нормального ряда почти нет толеитов. На классической диаграмме AFM в толеитовое поле попадают самые основные породы умеренномагнезиальной и, особенно, высокомагнезиальной серии. В последние годы зарубежные петрологи предлагают отказаться от обычных петрохимических диаграмм, особенно в приложении к измененным вулканическим породам островодужного генезиса, и использовать, например, вместо классификационной диаграммы SiO2 – (Na2O+K2O) диаграмму Zr/TiO2 – Nb/Y, а вместо диаграммы SiO2 – K2O пользоваться диаграммой Co – Th (Hastie et al., 2007). На таких диаграммах видно, что все породы ЛПМ все же принадлежат известково- щелочной серии, а не толеитовой. Для магнезиальных базитов принято разделение по соотношению MgO и TiO2; в таком варианте базиты ЛПМ однозначно не толеитовые, но попадают в коматиитовое поле.
В итоге, при поиске петрохимических аналогов ВМ-серии ЛПМ приходится выбирать между бонинитами и коматиитами. Учитывая геологическое положение ЛПМ, ВМ-серия может определяться как бонинитовая, хотя у нее есть несколько отличий от классических бонинитов (Crawford et al., 1989). Последние должны содержать более 53% SiO2, в то время как в ЛПМ большим распространением пользуются значительно более основные породы. ВМ-андезибазальты наиболее близки к настоящим бонинитам или к их производным – высокомагнезиальным андезитам, причем наиболее „бонинитовыми” чертами обладают базальты и андезибазальты крайней восточной точки ЛПМ. Другие существенные отличия: ВМ-андезибазальты ЛПМ несколько более глиноземистые, менее магнезиальные, менее кальциевые и содержат заметно меньше К2О, чем типичные бониниты. От близких по многим параметрам коматиитов ВМ-базальты и андезибазальты отличаются низкой величиной типоморфного отношения СаО/Аl2О3 и отсутствием присущих коматиитам структур „спинифекс”.
ВМ-вулканиты ЛПМ несколько отличаются от локатипичных пород бонинитовой серии и по минеральному составу. Так, для бонинитов совершенно не характерен ликвидусный плагиоклаз, но может присутствовать оливин (например, в бонинитах Малокавказской островной дуги или острова Кипр), бронзит и даже клиноэнстатит (в марианитах). В вулканитах ЛПМ в основных членах бонинитовой серии преобладает авгит, оливин достоверно не установлен, ортопироксен в сравнении с авгитом редок (не говоря уже о клиноэнстатите), а плагиоклаз вполне обычен. Общим для вулканитов ЛПМ и типичных бонинитов является ортопироксеновый нормативный состав, свидетельствующий о наличии солидусного пироксена. УМ-серия вулканитов ЛПМ в целом вполне отвечает по составу известково-щелочной островодужной серии. Некоторые отличия между сериями ЛПМ выявляются и на уровне редкоземельных элементов (РЗЭ). На спектрах их распределения все породы имеют отчетливую Eu-аномалию, обусловленную фракционированием плагиоклаза. Спектры РЗЭ базитов ВМ-серии, хоть и проявляют тенденцию к обогащению легкими РЗЭ в отличие от более ровных таковых УМ-серии, но все же не имеют классическую U-образную бонинитовую форму.
Бонинитовая серия долгое время считалась разновидностью известково- щелочной серии. Однако, в последнее время Пирс с соавторами (Pearce, Robinson, 2010) предлагает отказаться от традиционного деления пород нормального ряда на толеитовые и известково-щелочные, а вместо этого делить их на бонинитовую и BADR (сокращение basalt-andesite-dacite-rhyolite) серии. Тогда только BADR-серия разделяется на толеитовую и известково-щелочную, а бониниты выделяются отдельно, поскольку бонинитовый вулканизм является аномальным (anomalous supra-subduction zone volcanism) и проявляется, помимо прочего, в задуговых бассейнах при инициации субдукции вблизи кромки слэба (subduction initiation, slab edge). При использовании такого подхода для пород нормального ряда ЛПМ получается, что обычных островодужных пород BADR-серии в ЛПМ почти нет; УМ-серия располагается в специально выделенной переходной зоне (trans) между BADR и бонинитовой сериями; к последней тяготеют ВМ-вулканиты (рис.1). Действительно, УМ-серия ЛПМ отличается от настоящей известково-щелочной серии наложением некоторых черт ВМ-серии. Особенностью slab edge вулканитов является то, что на диаграмме SiO2-MgO они могут попадать в бонинитовое поле, а на диаграмме MgO-TiO2 – в поле BADR. Именно так ведут себя ВМ-вулканиты ЛПМ с содержанием MgO в интервале 8-11%. Самые высокомагнезиальные составы намеренно остались за рамками этой классификации. Те УМ-вулканиты, которые оказались в переходной зоне и могут быть подвергнуты делению на толеитовые и известково-щелочные, относятся, согласно предложенной классификации, к среднежелезистым толеитам и низкожелезистым известково-щелочным породам. Тогда формула вулканизма ЛПМ может быть выражена так: BON+TH (med-Fe)+CA, а это предполагает образование пород при сочетании: island arc + subduction initiation or slab edge.
Отдельно – о субщелочной вулканической серии. Химический состав на уровне породообразующих окислов однозначно свидетельствует о принадлежности субщелочных пород ЛПМ к шошонитовой серии: содержание SiO2 изменяется в пределах 45-59%, K2O – 2-8%. Однако, шошонитовая серия ЛПМ обладает рядом петро- и геохимических особенностей. Во-первых, ей присуща крайне высокая общая железистость пород при низкой железистости клинопироксена. Первое объясняется очень низкой магнезиальностью пород – содержание MgO не превышает 3,5% даже в самых основных разновидностях. Пожалуй, из всех известных шошонитов мира эти – самые низкомагнезиальные, что резко контрастирует с высокой магнезиальностью пород известково-щелочной и, особенно, бонинитовой серий ЛПМ. Вторая особенность шошонитов ЛПМ – их низкая кальциевость (содержание CaO колеблется от 2 до 6%) в сочетании с крайне низкими содержаниями Sr (164-353 г/т) и Ba (152-414 г/т), что в общем не характерно для шошонитовой серии. В то же время, содержания Rb, Zr, Y и распределение РЗЭ в шошонитах вполне обычны для этого типа пород. Третьей особенностью шошонитов ЛПМ является свойственный им тренд резкого обогащения K2O при относительно небольшом увеличении SiO2. Крутой тренд характерен для безоливиновых шошонитов зрелых дуг, заложенных на континентальной коре: несомненная контаминация коровым веществом здесь приводит к широкому разбросу содержаний K2O при данном SiO2. Согласно предлагавшейся классификации шошонитов (Кепежинскас и др., 1989), разделяющей их на высокотитанистый (рифтогенный) и низкотитанистый (субдукционный) типы, шошонитовая серия ЛПМ относится к субдукционным образованиям, так как содержание TiO2 в ней не превышает 0,9%.
Для плутонических пород уверенное разделение на серии выполнено лишь для пород с содержанием SiО2 выше 57% (а они в ЛПМ преобладают). Сериальная принадлежность более основных пород – габбро и диоритов – наименее ясная. По совокупности петрохимических параметров все плутониты, за редким исключением, повторяют умеренномагнезиальную вулканическую серию. Однако при детальном рассмотрении среди средних и кислых плутонитов выделяются три серии, две из которых наиболее контрастны: калиево-натриевая (Na2О/K2О<4) и натриевая (Na2О/K2О>4). Первая развита только на центральном участке ЛПМ, вторая – только на восточном. Калиево-натриевая серия – это обыкновенные породы нормального ряда от кварцевых диоритов через тоналиты до плагиогранитов с умеренными содержаниями больших и малых элементов, близкие к некоторым наземным образованиям Крыма. Натриевая серия также представляет собой непрерывный ряд от кварцевого диорита до плагиогранитов, но отличающихся от пород той же кремнекислотности первой серии крайне низкой калиевостью (К2О<0,5%), высокой магнезиальностью (MgO = 1,5-4%), низким содержанием глинозема (Аl2О3<14%), повышенным содержанием железа. С учетом петрографических особенностей, по многим параметрам она приближается к так называемым «океаническим плагиогранитам» по (Coleman, Peterman, 1975), с той лишь разницей, что содержания Rb и Sr в ней все же не настолько низкие. Обе петрохимические серии плутонитов проявляют черты гипабиссальности, но в ЛПМ присутствуют и несомненно гипабиссальные кислые плутониты – плагиогранит- порфиры, отличающиеся от описанных пород низким коэффициентом железистости (что отвечает более высокой степени окисленности магмы), еще большей магнезиальностью и низкой калиевостью, хотя они и принадлежат формально натриевой серии. Именно плагиогранит-порфиры на большинстве петрохимических диаграмм совпадают с породами высокомагнезиальной (бонинитовой) вулканической серии. Возможно, это единственные гипабиссальные аналоги бонинитов – их настоящие плутонические комагматы, как известно, редки из-за специфических условий кристаллизации.
Третья серия плутонитов ЛПМ развита на том же центральном участке, где и калиево-натриевая серия, и включает тот же набор пород. Структурные особенности и минеральный состав этих пород в точности повторяют натриевую серию, однако по сравнению с ней им присуща низкая магнезиальность (MgO=0,6-2%) и повышенные содержания окислов железа, титана, а также Y. Это единственная серия в ЛПМ, многие кислые дифференциаты которой можно отнести к толеитам: они попадают в толеитовое поле как на диаграмме Мияширо, так и на диаграмме AFM.
Описанные три групы пород выступают именно как серии, а не случайные наборы пород при использовании коэффициента железистости и при соотнесении с кремнекислотностью Ті, Zr, Y. Наиболее кислые породы всех трех серий формально могут быть названы трондьемитами, причем низкоглиноземистыми. На тройной диаграмме Na2O-K2O-CaO все три серии располагаются в пределах трондьемитового тренда. Однако, отнесение к трондьемитам наиболее обосновано для натриевой и третьей серий. При этом натриевая серия близка к специфической разновидности трондьемитов – «океаническим плагиогранитам» и в дальнейшем может именоваться плагиогранитной, а третья серия в наибольшей степени отвечает классическим признакам трондьемитов (Трондьемиты…, 1983) и потому была названа трондьемитовой. И та, и другая серии имеют ряд несоответствий с классическим составом трондьемита, в первую очередь слишком высокое содержание общего железа. Спектр распределения РЗЭ тоналита натриевой серии характеризуется специфической обедненностью легкими РЗЭ по сравнению с кислыми вулканитами, что иногда фиксируется в тоналит-трондьемитовых комплексах офиолитов. Согласно классификации по содержаниям нормативных альбита, ортоклаза и анортита, нормативные составы именно трондьемитовой серии попадают в соответствующее поле. В трондьемитовой серии все породы содержат нормативный корунд, а это один из характерных признаков трондьемитов.
Нужна помощь в написании автореферата?
Мы - биржа профессиональных авторов (преподавателей и доцентов вузов). Наша система гарантирует сдачу работы к сроку без плагиата. Правки вносим бесплатно.
При рассмотрении генезиса магматических пород ЛПМ автору диссертации важно было решить вопрос: является ли магматизм ЛПМ субдукционным? При всем разнообразии гипотез происхождения бонинитов, их образование обязано высокой температуре в мантийном клине и/или субдуцируемом слэбе – то ли при subduction initiation, то ли при горячей субдукции (Crawford et al., 1989; Defant, Drummond, 1990; Bloomer et al., 1995 и др.). А для объяснения механизма subduction initiation, приводящего к образованию бонинитов, чаще всего привлекают сценарий slab roll- back – тот самый, с которым нынче принято связывать формирование Черноморской впадины: откат субдукции вызывает магматизм в условиях растяжения. По сути, режим растяжения subduction initiation является частным случаем спрединговых осей SSZ (supra-subduction zone). Так что участие процесса субдукции в том или ином виде необходимо для образования бонинитовых и островодужных пород.
В литературе уделяется большое внимание геохимической специфике субдукционных магм (обстановки островных дуг и активных континентальных окраин) по сравнению с магмами срединных океанических хребтов и внутриплитных океанических и континентальных обстановок. В обобщенном виде геохимические особенности пород ЛПМ в сравнении со средними составами пород и магм разных геодинамических обстановок (Kelemen et al, 2003; Коваленко и др., 2007) видны на поликомпонентной спайдер-диаграмме, нормированной к составу примитивной мантии по (Palme, O’Neill, 2003) (рис.2). Главной геохимической особенностью субдукционных базитовых магм и их источников на такой спайдер- диаграмме (McCulloch, Gamble, 1991; Коваленко и др., 2010) являются глубокий минимум Nb и менее значительный минимум Ti, в отличие от магм океанических и континентальных плюмов, образующих устойчивый максимум Nb. Для ЛПМ глубокий Nb минимум прослеживается для абсолютно всех пород, причем различной кремнекислотности. Так же стабильно отмечается и минимум Ti. Но на этом сходство с субдукционными магмами заканчивается. Последние характеризуются, помимо Nb-минимума, минимумами Th, Li, Zr и максимумами Ba, Sr, P. Эти изгибы на кривых для ЛПМ совершенно иные. Sr часто образует не максимум, а минимум. Плохо объяснимо поведение Li в эффузивах нормального ряда ЛПМ: он не только не образует минимум, но в некоторых породах формирует интенсивный максимум; для высокомагнезиальных пород это, возможно, объясняется замещением магния литием. Также высоки содержания Be по сравнению с нормами.
Особенно отличается в ЛПМ от явно субдукционных основных пород поведение U, Pb и Th. Для всех базитов четко отделяется максимум Pb, подобно кривым континентальной коры и примитивного островодужного андезита. Еще один максимум, фиксирующийся для всех пород ЛПМ – U. Относительное обогащение Pb – главный признак контаминации магм материалом континентальной коры; он наблюдается и для классических бонинитов.
Таким образом, Nb и Ti – свидетельство существенного субдукционного воздействия, а U и Pb привнесены при контаминации субдукционной магмой континентальной коры. В то же время, нормированные содержания Rb, Ba, K в базитах (особенно ВМ-базитах) ЛПМ отвечают скорее магмам СОХ, чем островодужным магмам. Создается впечатление, что основные породы ЛПМ формировались в результате сложного взаимодействия различных петрологических и геодинамических процессов с привлечением всех возможных механизмов: спрединг, контаминация мантийного вещества корой, субдукция.
Средние-кислые вулканиты ЛПМ нормального ряда в целом повторяют черты базитов: тот же обязательный набор минимумов (Nb, Ti) и максимумов (U, Pb). Выделяется шошонит – высокой интенсивностью обогащения Pb и, напротив, минимумом Li, а также тоналит – отсутствием максимума Pb и наличием минимумов Li и Zr. Эти два типа пород формировались значительно проще, причем тоналит наиболее близок к субдукционной магме.
Кроме признаков петрохимического и геохимического характера, магматические породы ЛПМ обладают рядом минералогических особенностей, указывающих на их формирование в специфической геодинамической обстановке. Эти особенности следующие: отсутствие магнетита и оливина, высокая основность плагиоклаза, наличие свободного кварца даже в основных членах серии, преобладание ромбического нормативного пироксена над моноклинным, отсутствие водосодержащих минералов и некоторые другие. Многие из этих минералов обязаны своим происхождением высокой степени восстановленности материнской магмы как бонинитовой, так и островодужной серий, несмотря на наложенную спилитизацию.
Отсутствие магнетита – характерный признак пород марианит-бонинитовой серии. Это объясняется диссипацией водорода при диссоциации воды на первых этапах формирования магмы, что ведет к повышению фугитивности кислорода, отсадке магнетита (осборновское направление кристаллизации) и «осушению» магмы, выражающемуся в отсутствии водосодержащих минералов. Изначально высокая обводненность и давление в первичном магматическом очаге при дефиците промежуточных камер не способствовали образованию оливиновых кумулатов. Наличие нормативного ортопироксена в субсолидусной фазе способствовало смещению расплавов в сторону кварцсодержащих и еще более кислых составов. Как известно, основная ткань типичных бонинитов более кислая, чем порода в целом. Появление ликвидусного кварца в кислых вулканитах связывается также с сухостью магмы. Высокая основность плагиоклаза в плутонических комагматах объясняется их восстановленным характером и малыми глубинами кристаллизации. Приведенные факты плюс низкая калиевость и сухость магмы как бонинитов, так и известково-щелочных пород свидетельствовали против их формирования при анатексисе сиалических пород фундамента, поэтому ранее автор диссертации с соавторами придерживалась гипотезы мантийной, независимой от структуры фундамента, «сквозькоровой», а следовательно, рифтовой природы известково- щелочного и бонинитового магматизма. Однако полученные позже геохимические данные заставили в этом усомниться.
Четкая дискретность составов бонинитовой и собственно островодужной андезитовой серий ЛПМ, с одной стороны, и близость петрогеохимических особенностей, с другой, позволяют говорить о разных, но близких источниках первичных магм. Источники магмы могут быть геохимически гетерогенны не только под разными сегментами дуги, но даже под разными вулканами. В последнее время уже многими исследователями отстаивается идея о множественности источников островодужных магм; известково-щелочные андезиты определяются как мантийно-коровые.
В отличие от ВМ- и УМ-серий, в образовании которых участие корового вещества дискуссионно, для третьей вулканической серии ЛПМ – шошонитовой – оно несомненно. Если породы первых двух серий сближены в пространстве, то шошониты развиты на обособленном участке ЛПМ. Формирование шошонитов однозначно происходит в условиях достаточно мощной коры, способной нести промежуточные камеры. При этом шошониты ЛПМ, так же как и породы нормального ряда, характеризуются высокой степенью восстановленности.
В последние годы специально, чтобы оценить вклад коры в формирование пород разного генезиса, ведущими зарубежными петрологами были разработаны диаграммы с участием Th, Yb, Nb, Zr, Ti (Pearce, 2008; Condie, 2005). На диаграмме в полях Th/Yb-Nb/Yb (рис.3) породы несубдукционного происхождения – океанические и внутриплитные базальты – должны располагаться в пределах диагональной полосы базальтов СОХ – базальтов океанических островов (MORB- OIB array), а контаминированные корой базальты (включая щелочные) должны находиться выше этой полосы. Особенно это касается базальтов вулканических дуг, формирующих собственную полосу (volcanic arc array). Причем вклад коры тем больше, чем дальше породы отстоят от MORB-OIB array. Все породы ЛПМ, включая плутонит и шошонит, действительно формируют самостоятельную полосу параллельно MORB-OIB array, а вклад коры в их образование существенный.
Плутонические породы ЛПМ, часть которых является несомненным аналогом вулканитов, различны не только по составу, но по возрасту. Тот факт, что плутониты натриевой и калиево-натриевой серий разобщены в пространстве, свидетельствует о совмещении в ЛПМ разных горных систем.
Полные аналоги (вплоть до содержаний элементов-примесей) калиево- натриевой серии плутонитов можно найти в комплексе малых интрузий Горного Крыма. Там габбро-плагиогранитные серии характеризуются контрастностью, проявленной в отсутствии интрузивных пород в интервале от 57 до 65% SiО2 и, таким образом, средняя кварцдиоритовая часть серии на суше отсутствует. Однако калиево-натриевая серия ЛПМ формировалась позже. Можно допустить, что магматизм такого типа на северной окраине Черноморской впадины был достаточно продолжительным и имел специфические особенности в разных участках: в комплеке малых интрузий кислые дифференциаты образовались сразу в результате генерации расплава, близкого к трондъемитовому, а в нынешней акватории моря в более позднее время аналогичные кислые породы были получены при последовательной дифференциации самостоятельной кварц-диоритовой выплавки. Наличие вулканических комагматов для этих пород проблематично, но не исключено.
Совершенно иная ситуация складывается для натриевой (плагиогранитной) и трондьемитовой серий ЛПМ. Ранее автор диссертации приходила к выводу, что натриевая серия ЛПМ является плутоническим аналогом бонинитовой серии вулканитов. Детальное геохимическое изучение сделало этот вывод сомнительным, но все же их совместное нахождение не случайно. Плагиогранитный магматизм, как и бонинитовый, связан с обстановкой юной островной дуги; поскольку бониниты часто входят в состав офиолитовых комплексов, то и кислые породы из офиолитов связывают в литературе с бонинитовым магматизмом. Возможность эволюции бонинитовых магм до самого кислого состава доказана на примере Малокавказской островной дуги (Злобин, Закариадзе, 1993).
В ЛПМ имеется две различные серии тоналит-трондьемитовой ассоциации, проявляющейся во вполне определенных геодинамических обстановках (Лучицкая, 1996). Учитывая положение ЛПМ на континентальном склоне Черного моря, среди геологических ситуаций, подлежащих рассмотрению с точки зрения формирования трондьемитов, следует назвать а) островные дуги и б) офиолитовые комплексы. Обе трондьемитовые серии ЛПМ обладают характерным признаком «офиолитовых» трондьемитов – содержание Al2O3 в них не превышает 14,5%; трондьемитовая серия, кроме того, содержит толеитовые продукты. Поскольку все офиолиты ранее считались сугубо океаническими образованиями, то и для низкоглиноземистых трондьемитов предполагалось образование в океанических условиях при фракционной кристаллизации или частичном плавлении базальта на небольших глубинах (Трондьемиты…, 1983). Так как теперь уже установлена гетерогенность офиолитов, то и кислые породы из офиолитов имеют более разнообразное происхождение. Они могут входить в две группы пород: 1) гранитов океанических хребтов; 2) гранитов островных дуг (Pearce et al., 1984). В первой группе в качестве одной из подгрупп выделены граниты «надсубдукционных» (supra-subduction zone) офиолитов, куда входят классические «океанические плагиограниты» из офиолитов Троодос и Сумаиль. На поликомпонентной диаграмме Пирса, где составы гранитов нормированы относительно гипотетического гранита океанических хребтов, кривая распределения типичного представителя плагиогранитной серии ЛПМ близка к кривым «окенических плагиогранитов». Офиолиты supra-subduction zone образуются над зоной субдукции в обстановке интенсивного ориентированного растяжения; срабатывает механизм гидравлического расклинивания, в результате чего образуются серии параллельных даек. В комплексах типа Троодос наличие параллельных даек и другие признаки формирования посредством рифтинга сочетаются с чертами островодужной геохимической специализации при пониженной мощности земной коры. Выходы магматических пород в ЛПМ между двумя участками проявления тоналит-трондьемитового магматизма (восточным и центральным), согласно эхолотным промерам, имеют вид многочисленных параллельных даек с простиранием примерно перпендикулярно простиранию континентального склона. С учетом этих фактов, отнесение плагиогранитной серии ЛПМ к подгруппе supra-subduction zone выглядит правдоподобным. Трондьемитовая серия наиболее близка к выделенной во второй группе подгруппе гранитов океанических толеитовых островных дуг, куда входят трондьемиты Литл-Порт. Последние имеют черты сходства и с плагиогранитной серией ЛПМ. Так что, если трондьемитовая серия ЛПМ не может быть отнесена к иному типу, кроме как к гранитам островных дуг, то плагиогранитная серия может интерпретироваться и как «островодужная», и как «надсубдукционная».
В плагиограните трондьемитовой серии отношение 87Sr/86Sr составляет 0,70729, что выше обычных для трондьемитов значений и либо реально отражает участие корового источника в формировании породы, либо связано с участием морской воды в наложенных процессах, либо и то, и другое вместе.
Наличие двух связанных с офиолитами серий средних-кислых плутонитов не согласуется с фактом отсутствия самих офиолитов в ЛПМ. Возможно несколько объяснений этого несоответствия. Первое – офиолиты залегают к востоку от изученной части ЛПМ и просто не найдены. Второе – офиолиты в домеловое время присутствовали в районе ЛПМ, но были перемещены к югу при миграции к югу Стамбульской зоны Западных Понтид и комплекса Кюре Центральных Понтид в результате раскрытия Западно-Черноморской впадины согласно популярным геодинамическим моделям (Okay, 1994; Banks, Robinson, 1997). Третье – трондьемитовая и плагиогранитная серии относятся к двум разным этапам формирования ЛПМ, в каждом из которых были задействованы офиолиты; офиолиты первого этапа были уничтожены при субдукции, а фрагменты офиолитов второго этапа сохранились на Юго-Западной оконечности Крыма (см. ниже).
Таким образом, в строении подводной структуры ЛПМ участвуют вулканические и плутонические горные породы бонинитовой, островодужной и шошонитовой серий с элементами офиолитовой ассоциации – характернейшие образования островных дуг, приуроченные к контакту двух типов кор – континентальной и океанической. Пограничное положение ЛПМ допускает наличие гетерогенного фундамента, соответствующей неоднородности в мантии и, как следствие, – гетерогенности вулканизма. Фундаментом вулкано-плутонического комплекса ЛПМ является черносланцевый комплекс карбона.
В пространственном распределении пород разных серий в пределах ЛПМ усматривается следующая закономерность: в восточной части преобладают вулканические породы ВМ-серии (хотя присутствуют и УМ-вулканиты) и плутониты натриевой серии, причем самые близкие к бонинитам породы приходятся на самый восточный край ЛПМ; в центральной части преобладают вулканиты УМ- серии (редко, но все же отмечаются и ВМ-вулканиты) и плутониты калиево- натриевой и трондьемитовой серий; в западной части обособленно распространены вулканиты шошонитовой серии. Таким образом, если рассматривать ЛПМ как фрагмент островной дуги, то намечается присущая такой структуре петрохимическая зональность, выраженная в нарастании калиевости и уменьшении магнезиальности пород с востока на запад, от фронта к тылу. Фрагмент островной дуги ЛПМ подпадает под определение «развитой» островной дуги: в нем имеются элементы юной островной дуги (бонинитовая серия, океанические плагиограниты), развитой дуги (известково-щелочная и шошонитовая серии), но нет признаков зрелой дуги в виде анатектических гранитоидов нормального ряда. Поскольку здесь нет действующих вулканов, то дуга определяется как «палеоостровная». Магматические породы ЛПМ представляют собой смеси выплавок из мантии и корового материала, присутствующих в разных пропорциях. Породы образовались в результате плавления кромки слэба (slab edge) при зарождении субдукции (subduction initiation) и откате (slab roll-back) в задуговом бассейне. Не исключено неоднократное проявление пород с субдукционными чертами за время формирования ЛПМ.
В разделе 4 «Магматические породы мыса Фиолент и Гераклейского плато Крыма» приведены данные о геологическом положении, строении, петрографии, петро- и геохимии проявлений магматизма на юго-западной оконечности Крыма. Магматические образования Гераклейского плато Юго- Западного Крыма были привлечены для сопоставления с обнаруженным Ломоносовским подводным массивом, поскольку территориально это ближайший известный наземный участок развития магматизма; далее к востоку по побережью магматические породы появляются лишь за мысом Сарыч. Выходы магматических пород в районе мыса Фиолент занимают участок побережья Черного моря протяженностью около 7 км. Это один из наименее изученных в петрографическом отношении районов Крыма: после работы Н.Н.Торсуева почти столетней давности известна лишь одна публикация, посвященная этим магматическим породам, основанная на результатах съёмки ПГО “Крымгеология” (Шаталов и др., 1990). Мыс Фиолент – это южная оконечность Гераклейского плато, заключенного между Севастополем и Балаклавой и занятого с поверхности преимущественно неогеновыми известняками. По разлому Мраморной балки (Георгиевскому), приходящемуся на восточное окончание магматических выходов, этот район резко отделяется от остального Крыма. Георгиевский разлом, вероятно, является частью Предгорного разлома.
Магматические породы обнажены в стометровых обрывах вдоль моря, в верхней части которых они перекрываются с резким несогласием неогеновыми отложениями. Производственники считали массив среднеюрским вулканом, относящимся к карадагской свите и подстилающимся флишевой таврической серией верхнего триаса – нижней юры, хотя реальных подтверждений такой трактовки у них не было: абсолютный возраст пород никогда не определялся, а до таврики ни одна скважина не добурилась. По мнению В.В.Юдина (2003), этот район представляет собой зону присутурного меланжа, состоящего из хаотически расположенных бескорневых глыб.
Нужна помощь в написании автореферата?
Мы - биржа профессиональных авторов (преподавателей и доцентов вузов). Наша система гарантирует сдачу работы к сроку без плагиата. Правки вносим бесплатно.
После заново проведенного опробования Фиолентский массив был разделен на три участка, а именно западный, центральный и восточный, каждый из которых, как выяснилось, отражает определенный этап магматизма. Только на центральном участке существенную роль играют кислые породы, на остальных явно преобладают основные. Западный участок сложен преимущественно интрузивными базитами – габбро-диабазами, габбро-норитами – с прослоями ультраосновных пород – верлитов, реже лерцолитов, еще реже дунитов с кумулятивными структурами, причем ультраосновные породы соседствуют с дайками лампрофироподобных диабазов. Центральный участок сложен контрастной базальт-плагиориолитовой толщей вокруг самого мыса Фиолент. Подушечные базальты афировые, альбитизированы – то есть, по сути это спилиты. Плагиориолиты и плагиориодациты имеют вид пластовых тел. Причем эти плагиориолиты сильно отличаются от высокомагнезиальных плагиориолитов из скважин, пробуренных на Гераклейском плато; единичный выход таких плагиориолитов найден в обрывах Фиолента на центральном участке. Спилит-плагиориолитовая толща пересечена дайками диабазов, близких по составу к спилитам. С западной стороны центрального участка наблюдаются выходы даек субщелочных неальбитизированных магнезиальных базальтов, в переслаивании с альбитофирами. На восточной оконечности центрального участка есть единственный небольшой выход высокомагнезиальных плагиориолитов, аналогичных пробуренным в скважинах севернее. Наконец, восточная часть (от лестницы Георгиевского монастыря до Мраморной балки) резко отличается от двух описанных: здесь развиты миндалекаменные неальбитизированные базальты с гиалоофитовой, пилотакситовой структурами, реже дациты с дайками оливиновых долеритов, а вблизи Георгиевского разлома появляются андезибазальты.
В альбской осадочно-вулканогенной толще, распространенной в Балаклавской котловине Гераклейского плато к востоку от Георгиевского разлома и включающей известную туфовую толщу (Лебединский, Макаров, 1962), содержатся огромные валуны кислых плутонических пород. Исследование, проведенное автором диссертации (Шнюков, Щербаков, Шнюкова, 1997), позволило установить, что плутонические породы из гигантских валунов окрестностей Балаклавы, представленные роговообманковыми плагиогранитами, тоналитами и кварцевыми диоритами, идентичны аналогичным породам Ломоносовского подводного массива по составу, близки по возрасту и, несомненно, сносились в альбе с ЛПМ, бывшего тогда горной страной.
Главная черта магматизма района Фиолента и, шире, всего Гераклейского плато – его бимодальность, особенно контрастирующая с магматизмом ЛПМ. При обилии основных и кислых пород средние породы редки, а в интервале кремнекислотности 60-66% породы отсутствуют. Андезитовые составы изредка представлены лишь в скважинах на Гераклейском плато. Еще одна отличная от ЛПМ черта – субщелочной характер основных эффузивов. Спилиты центрального участка – это не просто субщелочные натриевые породы, а даже Na-СОХ. Для основных эффузивов щелочность растет с ростом кремнекислотности, а для кислых эффузивов – падает.
Основные вулканические породы района мыса Фиолент также резко отличаются от пород ЛПМ низкой магнезиальностью, причем самые низкомагнезиальные базиты (MgO=2,5-9%) приурочены к восточному окончанию магматических выходов. Спилиты центрального участка характеризуются промежуточной магнезиальностью (от 6 до 15% MgO). А самыми высокомагнезиальными являются, естественно, ультрабазиты западного участка.
Следующая отличительная черта основных эффузивов Фиолента – высокая титанистость. Содержание TiO2 в миндалекаменных базальтах и других базитах восточного участка всегда выше 0,8% (в ЛПМ всегда ниже) и достигает 1,8%. Несколько более низкие значения характерны для спилитов центрального участка (обычно в пределах 0,5-1,2%), а базит-ультрабазитовые плутониты западного участка характеризуются низкой титанистостью на уровне 0,2-0,7%. В целом содержание TiO2 в вулканитах Фиолента резко падает с ростом кремнекислотности.
Эффузивные породы нормального ряда (среди базитов они редки) принадлежат известково-щелочной серии; характерно почти полное отсутствие толеитовых пород. Толеитовые черты проявляют лишь ультрабазиты западного участка.
Самыми чувствительными элементами, помимо Ti, для основных пород Фиолента выступают Zr, Y, Rb, Sr, Nb, Th. Ультраосновные плутониты, естественно, обеднены этими элементами. В эффузивах Ti связан с Zr и Y прямой корреляцией: наименьшие содержания этих элементов зафиксированы в базитах центрального участка, несколько более высокие – в западном участке, а самые высокие – в базитах восточного участка. При нанесении составов базальтов на традиционные диаграммы Пирса (как для петрогенных окислов, так и для указанных трех элементов) они стабильно попадают в два поля: породы западного и центрального участков – в поле океанических базальтов, а породы восточной части Фиолента – в поле орогенных (окраинно-континентальных) базальтов. Соотношение содержаний Rb и Sr показывает, что в целом породы восточной части Фиолентского массива формировались на более мощной коре, нежели остальные.
И, наконец, очень четкое отделение пород восточной части Фиолента от остальных частей происходит по содержанию Nb. Только в этих породах появляется Nb в количестве более 3 г/т, причем опять в корреляции с титаном: при TiO2>1,25% содержание Nb доходит до 11 г/т (в миндалекаменных базальтах).
На спайдер-диаграмме, нормированной к примитивной мантии (см. рис.2), геохимические особенности пород восточного участка Фиолента (долерит) характеризуются отсутствием типичных для субдукционных пород минимумов Ti и Nb, характерного для ЛПМ максимума U, зато наличием интенсивных максимумов Ba, Pb и Li. Из них максимум Pb, несомненно, представляет коровый компонент.
Распределение редкоземельных элементов в этой же породе, нормированное к хондриту, также подчеркивает различие с ЛПМ: пологий график с обогащением легкими РЗЭ и обеднением тяжелыми без Eu аномалии резко отличается от графиков базитов ЛПМ и располагается выше последних, на уровне графиков для кислых пород ЛПМ.
Изучение изотопии Sr для эффузивов центрального участка показало, что в целом отношение 87Sr/86Sr<0,707, но вблизи верхней мантийной границы: для плагиориолита спилит-плагиориолитовой толщи оно составляет 0,70569, а для дайкового базальта, пересекающего толщу, оно выше и составляет 0,70631. Это отражает и распределение самого Sr между этими породами: дайковые базальты (почти диабазы) значительно обогащены стронцием при примерно равных содержаниях Rb. Дайковый базальт, будучи «океаническим» по Пирсу, должен был бы иметь меньшее значение отношения 87Sr/86Sr на уровне 0,703-0,704. Возможно, полученное более высокое значение связано со спилитизацией и участием морской воды в метаморфических процессах. Этот же эффект – повышение отношения 87Sr/86Sr – отмечается в плагиогранитах, содержащих амфибол, как это происходит в трондьемите ЛПМ. Но главное, что отношение 87Sr/86Sr в плагиориолите Фиолента ниже, чем в плагиориолите ВМ-серии ЛПМ, где оно составляет 0,70681 и балансирует почти на границе мантийных и коровых значений; тем самым подчеркивается, что степень участия корового материала в формировании вулканитов ЛПМ выше, чем для Фиолента.
Как видим, по комплексу петрогеохимических признаков магматические образования восточной части Фиолента, примыкающей к Георгиевскому разлому, резко отличаются от остальных пород района Фиолента. Эти низкомагнезиальные, относительно высокотитанистые миндалекаменные базальты, реже андезибазальты, проявляющие иногда известково-щелочные черты, относятся к окраинно- континентальным магматическим продуктам, возможно, знаменующим переход от пассивной континентальной окраины, каковой этот участок был длительное время, к активной. Совершенно иные условия образования устанавливаются для базальт- плагиориолитовой толщи центрального участка Фиолента (ранее такие породы называли спилит-кератофировой формацией). Судя по геохимической близости основных и кислых лав, их излияния были сближены во времени. Дайковые базальты (диабазы), которые, как считалось, секут эффузивную толщу, возможно, на самом деле не являются дайками. Их специфические геохимические особенности говорят о том, что они либо могут быть реликтами более древних пород, либо, напротив, представлять собой намного более поздние внедрения. Несомненно дайковыми являются субщелочные магнезиальные базальты, а также оливиновые долериты, прорывающие как спилит-плагиориолитовую толщу центра, так и миндалекаменные базальты восточного участка. Контрастная эффузивная толща центральной части Фиолента, несомненно, образовывалась в условиях длительного растяжения. Магматизм как восточной, так и центральной частей Фиолента не имеет отношения к субдукционным процессам и резко контрастирует с магматизмом ЛПМ.
Наибольший интерес вызывает генезис базит-ультрабазитовых интрузий в западном обрамлении вулканитов. Ультрабазиты, обнаженные на западном участке Фиолентского массива, относятся либо к ультрамафитовым прослоям габброидного комплекса офиолитов, либо, что вероятнее, к кумулятивным частям ультраосновных вулканитов дайкового комплекса офиолитов, к которому можно отнести и экзотические дайки биотитсодержащих лампрофироподобных диабазов. В пользу офиолитовой природы говорит и присутствие в скважинах высокомагнезиальных андезитов. Предположение о том, что часть шаровых спилитовых лав центральной части могут быть пиллоу-лавами вулканического комплекса офиолитов, не подтверждается: сопоставление спилитов Фиолента с пиллоу-лавами массива Кюре в Турции как главного фигуранта геодинамических реконструкций показало их разительное отличие. Основные-ультраосновные плутониты запада Фиолента на всех петрохимических и геохимических диаграммах тяготеют к высокомагнезиальной серии ЛПМ, что наводит на мысль, что они являются тем самым недостающим элементом офиолитов, который не был найден в ЛПМ при наличии «океанических плагиогранитов». В таком случае они формировались позже остальных частей Фиолента, но раньше магматических образований ЛПМ.
Таким образом, массив магматических пород района мыса Фиолент нельзя рассматривать только как вулкан типа Карадагского. Он представляет собой сложное сочетание разновозрастных магматических образований различных фаций.
В разделе 5 «Магматические породы Форосского выступа континентального склона» описывается положение и строение, петрография, петро- и геохимия вулканических пород, обнаженных на дне моря в акваториальном продолжении Юго-Западного Крыма. Контур континентального склона в прикрымской части Черного моря характеризуется резким изгибом изобат к югу на отрезке мыс Фиолент – пос. Форос. На этом участке, получившем название «Форосский выступ», в 20 милях к югу от Балаклавы были обнаружены и изучены драгированием выходы магматических и вулканогенно-осадочных пород. В региональном плане очертания выступа повторяют изгибы береговой линии Юго- Западного Крыма, что свидетельствует о связи тектонического строения и истории геологического развития этих районов. Из-за высокой крутизны склона этот участок является фактически единственным местом на континентальной окраине Юго- Западного Крыма, где возможно проведение результативного драгирования. Единичные находки магматических и вулканогенно-осадочных пород в этом районе ранее описывались в литературе (Жигунов, 1983). В настоящей диссертации использован каменный материал 13 драг, из них 6 – магматические породы и 7 – пирокластические и осадочно-вулканогенные. Магматические выходы Форосского выступа отделяются от ЛПМ полосой развития осадочных пород, конформной изгибу изобат.
Вулканогенно-осадочная толща обнажается восточнее траверза мыса Фиолент непрерывной полосой протяженностью около 14 км в средней части континентального склона на глубинах от 500 до 1500 м. Наиболее распространены туфогенные породы в интервале глубин 600-1000 м, где они слагают выраженную в рельефе террасу, северный склон которой пологий, а южный, обращенный к абиссали, значительно круче. Нормально-осадочные отложения в том же интервале глубин представлены известняками, глинами, песчаниками и алевролитами нижнего мела (альб) и известняками, глинами, песчаниками и мергелями верхнего мела (коньяк), а глубже 1500 м обнаружены верхнеюрские глины и известняки. Нижнеюрские отложения и образования таврической флишевой серии здесь достоверно не установлены.
Нужна помощь в написании автореферата?
Мы - биржа профессиональных авторов (преподавателей и доцентов вузов). Наша система гарантирует сдачу работы к сроку без плагиата. Правки вносим бесплатно.
Широкое развитие пирокластических и вулканогенно-осадочных пород резко отличает Форосский выступ от ЛПМ. Пирокластические породы толщи представлены преимущественно литокристаллокластическими мелко- и среднеобломочными, редко крупнообломочными туфами. Литокласты относятся к кислым, реже – к средним, еще реже – к основным эффузивам, а среди кристаллокластов преобладает свежий средний и основный плагиоклаз и магнезиальная роговая обманка. Наличие бурой роговой обманки, особенно в крупнообломочных туфах, свидетельствует о незначительном удалении от вулканического очага, а ее состав – о достаточно глубинном характере исходных пород. Отсутствие спилитизации пород и признаки опацитизации роговой обманки говорят о наземном извержении вулкана. Изученные туфы отличаются от сходных по возрасту наземных образований района Балаклавы составом и количеством темноцветных минералов: последние содержат много пироксена (Лебединский, Макаров, 1962). Туфы Форосского выступа характеризуются очень высоким, по сравнению с известными магматическими образованиями Крыма и континентального склона, содержанием Sr на уровне 340-440 г/т. Выше его содержание лишь в балаклавских туфах (обычно 500-700 г/т), причем, судя по столь же высокому Sr в лапиллях андезитов из этих туфов, эта черта отражает исходный состав магмы, а не является приобретенной в результате наложенных процессов. Исходя из характера гравитационного поля, было высказано предположение о нахождении вулканического очага между Балаклавой и континентальным склоном Форосского выступа.
Собственно магматические породы занимают на Форосском выступе нижнюю часть склона в диапазоне глубин 1200-1800 м. Все они отражают домеловую историю магматизма региона. Существуют представления (Юдин, 2000), что континентальный склон, прилегающий к Крымскому полуострову, представляет собой гигантскую олистострому. Как показали исследования, набор обнаруженных магматических пород не является случайным, что не позволяет причислить их к олистолитам.
Среди магматических пород Форосского выступа преобладают основные субщелочные эффузивы: трахибазальты, миндалекаменные базальты, субщелочные магнезиальные базальты. Они афировые или редкопорфировые, карбонатизированы, имеют интерсертальную, а трахибазальты – и пилотакситовую основную массу, содержат основный плагиоклаз; темноцветные минералы не сохраняются. Кроме палеотипных базальтов, встречаются свежие долериты. Средние эффузивы редки, представлены известково-щелочными порфировыми андезибазальтами и андезитами, в первых во вкрапленниках присутствует пироксен, во вторых – калиевый полевой шпат. Среди редких кислых пород чаще встречаются дациты, которые, хоть и принадлежат нормальному ряду, но проявляют петрографические черты пород повышенной щелочности: пилотакситовую структуру, симплектитовые срастания плагиоклаза и калиевого полевого шпата в оторочке плагиоклазовых фенокристов. Единичны находки плагиориолитов (по структуре — кварцевых альбитофиров).
Особняком от перечисленных пород отстоит поднятая в основании континентального склона с глубины 1788 м огромная глыба весом 250 кг, представляющая собой участок контакта магматической породы с вмещающей неоднородной неметаморфизованной глинисто-мергелистой осадочной породой.
Большая часть глыбы сложена карбонатизированным в различной степени дацитом с порфировой структурой. В даците вдали от контакта основная масса породы карбонатизирована, но в основной массе было определено дацитовое стекло. Вкрапленники представлены преимущественно относительно свежим средним плагиоклазом, редко кварцем, еще реже – биотитом. По периферии некоторых вкрапленников плагиоклаза наблюдается полоска тонкого симплектитового проростания плагиоклаза и калиевого полевого шпата и индивидуальные линзовидные вростки последнего. В непосредственной близости от контакта в даците появляются участки еще более интенсивной карбонатизации, вкрапленники плагиоклаза (нередко с корродированными краями) увеличиваются в размерах, а вкрапленники кварца встречаются чаще. Дацит этой глыбы существенно отличается от остальных пород Форосского выступа низкими содержаниями Ti, Y, Rb и высокими – Sr. Выяснение его исходной петрохимической специфики затруднено из-за интенсивной карбонатизации.
По петрохимии, толеитовых пород на Форосском выступе нет. Для базитов характерны субщелочной и даже щелочной (причем калиевый) характер, относительно низкая магнезиальность, относительно высокая титанистость (TiO2>0,8%, обычно более 1%). Повышенное содержание TiO2 четко коррелируется с повышенными же содержаниями Y, Zr, Rb, Sr. Миндалекаменные базальты, андезибазальты и андезиты по всем параметрам идентичны таким же породам, развитым на восточном участке Фиолента, а субщелочные магнезиальные базальты и долериты – сходным дайковым образованиям Фиолента. На всех диаграммах они ведут себя аналогично фиолентским породам. А вот трахибазальты и дациты не имеют аналогов ни на суше, ни, тем более, в ЛПМ. В миндалекаменных базальтах как восточного Фиолента, так и Форосского выступа отмечается повышенное содержание Nb; высоки его содержания и в дацитах Форосского выступа – до 9 г/т. Это говорит об их генетической общности и континентальном типе магматизма, присущем пассивной континентальной окраине. Щелочная калиево-натриевая серия, к которой принадлежат трахибазальты Форосского выступа, маркирует условия растяжения, а появление известково-щелочных андезитовых пород – переход к режиму сжатия активной континентальной окраины. На протяжении всего этого времени магматические продукты Форосского выступа и восточной части Фиолента составляли единое целое. В конце юры они были разбиты Георгиевским разломом, и самый восточный край был смещен к югу и опущен.
В разделе 6 «Возраст и геодинамическая позиция магматизма юго- западной оконечности Крыма на суше и в море» приведены результаты датирования магматических пород и обоснованы геодинамические условия их формирования.
Как вулканические, так и плутонические породы Ломоносовского подводного массива в 90-х годах были продатированы K-Ar методом (39 определений). Полученные датировки валовых проб относятся преимущественно к мелу и палеогену (от 147 до 41 млн. лет, единичные 170 и 26-31). Это особенно интересно ввиду того, что в Горном Крыму ни меловых, ни тем более палеогеновых собственно магматических пород не установлено. На основании результатов K-Ar датирования можно выделить два всплеска усиленной магматической активности в ЛПМ: раннемеловой (с максимумом около 125 млн. лет) и позднемеловой- палеогеновый (с максимумом около 65 млн. лет), которые отражают как минимум двухкратное проявление субдукционно-связанного островодужного магматизма.
Датировки были сделаны для всех серий пород ЛПМ. Среди вулканитов хуже всего были продатированы основные породы бонинитовой серии из-за крайне малого содержания в них калия. Примечательно отсутствие датировок вулканитов в промежутке между альбом и коньяком. Для кислых пород ВМ-серии устанавливаются две группы возрастов: раннемеловая 140-107 млн. лет (восточная часть ЛПМ) и позднемеловая-палеогеновая 71-41 млн. лет (граница восточного и центрального участка). Похожие две группы определяются для основных пород УМ- серии: 130-124 и 51-41 млн. лет соответственно. В кислых-средних породах УМ- серии эти две группы несколько древнее: первая 170, 147-112 млн. лет, вторая 89-71 млн. лет. Продатированные породы УМ-серии отобраны с границы восточного и центрального участков либо с центрального участка. Шошонитовая серия западного участка датирована в узких пределах 77-62 млн. лет.
Для плутонических пород устанавливается четкое разграничение времени проявления калиево-натриевой серии центрального участка (126-94 млн. лет) и натриевой серии восточного участка (65-50 млн. лет). Датировки для отдельной трондьемитовой серии плутонитов отсутствуют. Основные плутонические породы дают большой разброс значений возраста.
Как видим, самые древние магматические образования ЛПМ (начиная с верхней и даже средней юры вплоть до альба) проявлены в его центральном участке и принадлежат УМ-вулканитам различной кремнекислотности; близкие по возрасту кислые ВМ-вулканиты находятся в восточном участке. Эта стадия соответствует первому заложению и развитию островной дуги. В ее конце в середине мела проявляется калиево-натриевый магматизм плутонической фации.
Повторное заложение островной дуги начинается в коньяке и продолжается в палеогене вплоть до эоцена. В эту стадию проявляются все три вулканические серии и плагиогранитная плутоническая в связи с офиолитами. К сожалению, неясно, в какую из этих двух стадий был проявлен бонинитовый магматизм, поскольку датировки собственно бонинитов во всем возрастном интервале отсутствуют. Для базитов ВМ-серии есть только одно экзотическое определение в 26 млн. лет, причем оно близко по возрасту к датировке кислой гипабиссальной породы, проявляющей петрохимическое родство к ВМ-вулканитам.
Помимо ЛПМ, были выполнены K-Ar датирования для двух других районов развития магматизма, по одному для каждого. На Форосском выступе был продатирован дацит, не имеющий аналогов в других районах; возрастная оценка составила 197 млн. лет, то есть начало юры. В наземной части Горного Крыма раннеюрский магматизм неизвестен. На центральном участке мыса Фиолент плагиориолит из главной базальт-плагиориолитовой толщи показал возраст начала средней юры – 174 млн. лет. Таким образом, магматизм юго-западной оконечности Крыма, представленный на суше и в море, предшествовал магматизму ЛПМ.
С появлением локальных методов оценки возраста цирконов типа SHRIMP возникла потребность получить более надежные цифры возраста пород ЛПМ. Для этого были отобраны цирконы в различных породах нормального ряда, преимущественно из центральной части ЛПМ. Циркон в породах УМ серии встречается редко, а в породах ВМ серии его находки единичны. U-Pb датирование цирконов было осуществлено под руководством С.А.Сергеева на вторично-ионном микрозонде SIMS SHRIMP-II в Центре Изотопных исследований ФГУП «ВСЕГЕИ» (Россия, г.Санкт-Петербург) в шести пробах: 1 проба из ВМ андезибазальта (5 зерен, 15 точек); 1 проба из тоналита натриевой серии (3 зерна, 6 точек); 1 проба из УМ
андезита (10 зерен, 10 точек); 1 проба из УМ плагиориодацита (1 зерно, 5 точек); 2
Нужна помощь в написании автореферата?
Мы - биржа профессиональных авторов (преподавателей и доцентов вузов). Наша система гарантирует сдачу работы к сроку без плагиата. Правки вносим бесплатно.
пробы из УМ плагиориолита (15 зерен, 15 точек; 1 зерно, 3 точки). Все продатированные цирконы однородные, магматические, практически все значения возраста конкордантны, однако сами значения оказались неожиданно древними.
Самые молодые возрастные оценки (байосские) были получены для циркона из УМ андезита (168,5 ±1,7 млн. лет), отобранного на той же станции ЛПМ, где аналогичный андезит по K-Ar методу дал самый древний для эффузивов возраст – 147 млн. лет. Датировки K-Ar методом осадочных пород (аргиллитов) из другой станции, расположенной в непосредственной близости, дали 5 возрастных оценок в пределах 155-166 млн.лет, а для диорита из этой же станции была получена единичная оценка в 170 млн.лет. Так что в центральной части ЛПМ наверняка присутствует юрский блок, что и было подтверждено U-Pb датированием цирконов.
Однако, определенный K-Ar методом мел-палеогеновый возраст главных стадий магматизма ЛПМ не подтвердился датированием цирконов. Оказалось, что обе вулканические серии ЛПМ не являются непрерывно дифференцированными, а состоят из разновременных продуктов. Для цирконов из самых кислых пород УМ серии – плагиориолитов – были получены самые древние палеопротерозойские возрастные оценки: 2030±12 и 2022±10 млн. лет. Этот циркон не имеет каких-либо геохимических особенностей и отвечает таковому из соответствующих пород, как и циркон из байосского андезита. А вот несколько менее древний (конец палеопротерозоя) циркон из трех более основных пород имеет очень специфический состав. Возрастные оценки таковы: для УМ плагиориодацита 1761±44, для тоналита 1759±25, для ВМ андезибазальта 1794±42 млн. лет. Эти цирконы отличаются очень низким содержанием U (в среднем соответственно 7,6; 25,2; 4,4 ppm) при обычном содержании Th, что приводит к очень высоким значениям отношения Th/U (в первых двух случаях в среднем 16, в последнем 111 при разбросе от 10 до 262!), причем при общем невысоком содержании Pb в цирконе высок процент нерадиогенного свинца. Заметим, что в пробе из тоналита одно зерно, с обычным Th/U, дало возраст 636±20 млн. лет. Циркон с таким необычным соотношением Th и U (рис.4) встречается редко и присущ лишь некоторым щелочным породам – сиенитовым и нефелин-сиенитовым пегматитам (Belousova et al., 2002), где, как и в ЛПМ, он содержит многочисленные включения. Как показало микрозондовое исследование, включения в цирконе из ВМ-андезибазальта (бонинита), характеризующегося наивысшими значениями Th/U, представлены нефелином, а в цирконе из УМ-плагиориодацита – калиевым полевым шпатом и альбитом. Объяснить появление такого циркона в известково-щелочных островодужных породах, а тем более в бонинитах, сложно. Конечно, можно предположить, что протерозойские цирконы были захвачены при внедрении мезозойских лав из метаморфического фундамента, куда они попали, в свою очередь, путем сноса с Гондваны, как это делается для объяснения протерозойских цирконов в соседних причерноморских структурах Большого Кавказа и Добруджи (Balica et al., 2011; Somin, 2009). Однако, во-первых, циркон из ЛПМ имеет свежий магматический облик, неокатан, а во-вторых, цирконы из метаморфических пород имеют иные геохимические характеристики. Допущение, что возраст циркона соответствует истинному возрасту пород ЛПМ, кажется излишне смелым, хотя на карте ЛПМ, построенной на основании интерпретации сейсмопрофилей, все места отбора цирконовых проб действительно расположены на участке развития домеловых отложений. Возможно, K-Ar датировки отражают лишь омоложение калий- аргоновой системы в результате наложенных процессов в мелу и палеогене; только для шошонитов западной части ЛПМ K-Ar метод дает однозначно правдоподобные возрастные оценки, поскольку поле их развития совпадает с палеогеновыми отложениями по сейсмическим данным.
U-Pb SHRIMP датирование цирконов было выполнено не только для ЛПМ, но также для некоторых пород мыса Фиолент. Были проанализированы зерна цирконов в двух пробах различных пород: одна проба из ультраосновной породы типа верлита западной части Фиолента (6 зерен, 7 точек) и одна проба из дайкового базальта центральной части Фиолента (3 зерна, 4 точки). Снова датировки оказались протерозойскими, причем упорно повторяются те же два возрастных максимума (около 2 млрд. и около 1,8 млрд. лет) В первой пробе получен прекрасный конкордантный кластер 2091±10 млн. лет по пяти зернам, а оболочка одного из этих зерен и шестое зерно дали некий наложенный процесс с возрастом около 550 млн. лет. Во второй пробе по трем точкам в двух зернах получен конкордантный возраст 1771±28 млн. лет. Все цирконы характеризуются вполне обычным (<1) соотношением Th/U, присущим соответствующим породам.
По соотношению возраста и геохимических особенностей изученных цирконов можно даже косвенно судить о двух стадиях протерозойского магматизма на нынешней юго-западной оконечности Крыма. Первая стадия охватывала промежуток 2091-2030 млн. лет и продуцировала породы нормального ряда, а вторая стадия в возрастных пределах 1794-1761 млн. лет формировала нормальные породы на территории нынешнего Фиолента и щелочные нефелинсодержащие породы в районе ЛПМ.
Нет сомнения, что в кристаллическом субстрате северной периферии Черноморской впадины принимают или принимали участие блоки дорифейского сооружения, и один из них мог располагаться в фундаменте ЛПМ. Единственная структура Черноморской впадины, имеющая докембрийский фундамент – это поднятие Андрусова, поставлявшее обломочный материал в верхнеюрские конгломераты Горного Крыма. В них повсеместно встречаются гальки микроклиновых гранитов, источник сноса которых, по мнению многих исследователей (в том числе и автора диссертации), располагался к югу от современного Крыма в нынешней акватории Черного моря, а их датирование K-Ar методом дало значения возрастов от 850 до 1500 млн. лет (Бойко и др., 1989). Отметим, что эти граниты в той или иной степени несут следы динамометаморфизма, который, собственно, и был датирован по микроклину; исходный «магматический» возраст цирконов из этих гранитов был оценен методом общего свинца как не менее 1000-1500 млн. лет (единичные оценки до 2100 млн.лет) (Андреев, Шнюкова и др., 1993). Магматический циркон из этих гранитов имеет обычное, достаточно большое содержание U. Циркон из самых кислых пород ЛПМ, скорее всего, относится именно к этому этапу магматизма. Получается, что срединный Черноморский массив с гранитизированным протерозойским фундаментом, существование которого отстаивалось многими отечественными геологами и геофизиками с 70-х гг. (Земная кора…, 1975), мог занимать не только основания поднятий Андрусова и Шатского, как считают нынче, но и продолжаться далее к запад-северо-западу вплоть до ЛПМ, где в его строении участвовали щелочные породы. Возможно, этот фундамент ЛПМ представляет собой реликт той самой континентальной литосферы, на которой была заложена Черноморская впадина, а время ее консолидации, согласно SHRIMP-датированию цирконов, относится даже не к позднему, а к раннему протерозою.
Учитывая установленную для ЛПМ высокую долю участия корового вещества в формировании пород, автор диссертации считает протерозойские цирконы захваченными из коры при внедрении мантийных расплавов при субдукционных процессах в фанерозое, причем скорее при повторном заложении дуги: цирконы с необычными геохимическими характеристиками зафиксированы в породах, K-Ar возраст которых относится к позднему мелу – палеогену. Омоложение K-Ar возрастов для пород ЛПМ составляет около 20-25 млн. лет, так что магматизм ЛПМ все же преимущественно меловой. Принципиальная возможность формирования высокомагнезиальных пород за счет ассимиляции вещества нижней коры мантийными расплавами была показана для вулканитов Ветреного Пояса в Карелии (Шарков и др., 1997), правда, для внутриплитной обстановки и мантийных плюмов. Предлагалось даже выделять особую «ветренитовую» магму, промежуточную между бонинитовой и коматиитовой. Считается, что реликты подобных мантийных плюмов наблюдаются на сейсмических разрезах на глубинах 30-40 км в виде областей пониженных скоростей. Именно такая область, интерпретируемая то ли как слэб, то ли как мантийный плюм, имеется на профилях ГСЗ в зоне сочленения Западно-Черноморской впадины и Скифской плиты (Ермаков, Пийп, 2005). Не исключено, что подобные процессы могут происходить как во внутриплитной, так и в субдукционной обстановках, учитывая некоторое сходство высокомагнезиальной серии ЛПМ не только с бонинитами, но и с коматиитами.
В заведомо субдукционных районах мира (например, на Камчатке) происхождение многих аномальных пород, к которым относятся и бониниты, объясняют одним и тем же механизмом: при субдукции основной объем магм формируется за счет плавления мантийного клина, но в некоторых условиях (перескок зоны субдукции, отрыв слэба, косая или очень пологая субдукция с переходом в трансформные границы плит) наблюдается частичное плавление подвигаемой коры с формированием своеобразных известково-щелочных пород, в том числе бонинитов и адакитов (Авдейко и др., 2001). Образование классических бонинитов дуги Тонга сейчас объясняют продвижением мантийного плюма через окно слэба (slab window), которое образуется при переходе от субдукции к трансформным границам плит (Falloon, Danyushevsky et al., 2008). Возможно, именно очень пологая субдукция, характерная для второй, позднемеловой- палеогеновой стадии субдукционно-связанного магматизма ЛПМ, сформировала специфические высокомагнезиальные бонинитоподобные породы. Так что теперь можно с уверенностью сказать, что бониниты образовываются не только на начальной стадии развития субдукционных зон, но и могут генерироваться при рифтинге, ведущем к образованию задугового бассейна, причем во втором случае бонинитам присущи противоречивые черты как следствие наложения нескольких геодинамических процессов.
Разница в составе и возрасте циркона из вулканитов ЛПМ отражает различие двух стадий субдукционных процессов в этом районе. При первой, среднеюрской- (раннемеловой ?) субдукции южного наклона в качестве континентального фрагмента выступала Стамбульская зона; субдукция была, возможно, вполне обычной, что привело к образованию традиционных известково-щелочных островодужных пород с собственным цирконом (надежная SHRIMP-датировка в 168 млн. лет). Вторая, позднемеловая-(палеогеновая ?) субдукция северного падения была пологой, вызвала раскрытие Западно-Черноморской впадины в тылу, сопровождалась отрывом слэба и его частичным плавлением с образованием бонинитов. Континентальным фрагментом при второй субдукции выступала Скифская плита (или некая протерозойская континентальная литосфера северной периферии нынешней Черноморской впадины), которую поднимающиеся мантийные расплавы частично ассимилировали, что задокументировано в древнем цирконе пород ЛПМ.
Помимо SHRIMP-геохронологии, применялась и классическая методика U-Pb датирования цирконов по цирконовым навескам. В частности, было выполнено датирование цирконов из гигантской глыбы карбонатизированного дацита, поднятого на Форосском выступе. Была получена возрастная оценка в 321 млн. лет. Эта оценка очень близка к полученным по калий-аргоновому датированию данным о возрасте высококалиевых кислых пород, установленных в скважинах на Гераклейском плато – 325 млн. лет. Так что магматизм в карбоне в этом районе несомненно проявлялся. Более того, в течение конца протерозоя – палеозое было несколько всплесков магматизма, о чем говорят наложенные процессы в цирконах. Циркон из той же глыбы (47 зерен) был продатирован и методом общего свинца, и максимальные пики на полученной гистограмме распределения возраста, в порядке убывания, соответствуют промежуткам 200-300, 100-200, 500-600 и 600-700 млн. лет. Заметим, что осадочная порода, контакт с которой хорошо виден в упомянутой глыбе дацита, была подвергнута микропалеофитологическому исследованию и по споровому комплексу была датирована Т.П. Михницкой нижним палеозоем (карбоном) – в полном согласии с U-Pb датированием цирконов. Напомним, что карбоновый споро-пыльцевой комплекс идентифицирован во многих местах ЛПМ. Учитывая сходство разреза, вскрытого континентальным склоном на Форосском выступе, с разрезом из скважин в Равнинном Крыму (снизу вверх карбоновые сланцы – раннеюрские эффузивы – альбские туфы), автор диссертации настаивает на том, что акваториальное продолжение Юго-Западного Крыма представляет собой сдвинутый к югу фрагмент Скифской плиты. Глубины залегания пород в скважинах сопоставимы с глубинами моря подводных обнажений.
В итоге для магматизма всего изученного района можно выделить несколько стадий магматизма и определить преобладающий в пределах каждой стадии геодинамический режим. О первых двух стадиях уже говорилось, они обе охватывают ранний протерозой и относятся ко времени консолидации континентальной коры региона. О третьей стадии (поздний протерозой – ранний палеозой) можно судить лишь косвенно по датировкам гранитных галек и следам наложенных процессов в цирконах в промежутке 600-400 млн. лет. Эта стадия отвечает началу функционирования района в качестве пассивной континентальной окраины с отголосками герцинских орогенезов. Четвертая стадия – карбоновый магматизм все той же пассивной континентальной окраины. Этот режим сохраняется и на пятой стадии в ранней юре, когда в преобладающей обстановке растяжения формируются породы Форосского выступа и восточной части Фиолента; в конце происходит кратковременное сжатие с переходом к активной континентальной окраине. Шестая стадия – опять режим растяжения в начале средней юры, сформировавший спит-плагиориолитовуютолщу центральной части Фиолента. К концу средней юры (седьмая стадия) закладывается первая островная дуга, сформировавшая большую часть известково-щелочных пород ЛПМ и, возможно, сопровождавшаяся офиолитами, уничтоженными при субдукции бассейна Кюре; преобладает режим сжатия вплоть до конца нижнего мела. Граница раннего и среднего мела — это восьмая стадия: ЛПМ представляет собой горную страну с плутоническим калиево-натриевым магматизмом, а район Юго-Западного Крыма на суше и в море характеризуется альбскими пирокластическими извержениями. Считается, что Черноморская впадина сформировалась благодаря расколу альбской вулканической дуги (Никишин,2001). Но существовала ли она? Наконец, девятая, самая интенсивная позднемеловая-раннепалеогеновая стадия (длилась с коньяка по эоцен) – повторное заложение островной дуги в результате функционирования Анатолийской зоны субдукции, ее откат и растяжение в тылу; образуется полный набор всех трех вулканических серий ЛПМ и, возможно, офиолитов, компоненты которых находятся на западе Фиолента и в виде океанических плагиогранитов ЛПМ; растяжение-сжатие часто чередуется в ЛПМ. Не исключено, что здесь была и десятая, эоценовая стадия, то есть дуга могла закладываться и в третий раз.
Выводы
1. Континентальная кора на северной периферии Черноморской впадины была консолидирована в раннем протерозое, причем она была неоднородной по составу слагающих ее пород.
2. Магматизм зоны сочленения Западно-Черноморской впадины, Скифской плиты и Горного Крыма с карбона по начало юры развивался по типу пассивной континентальной окраины с кратковременным переходом к активной континентальной окраине в конце ранней юры. Этот этап магматизма проявлен в наземной части Юго-Западного Крыма на Гераклейском плато и в его акваториальном продолжении на Форосском выступе континентального склона Черного моря. Последний представляет собой смещенный к югу фрагмент Скифской плиты и является на сегодняшний день самым южным ее краем.
3. Начиная с конца средней юры, в северной части нынешнего Черного моря закладывается островная дуга, связанная с субдукцией южного наклона, спровоцировавшей закрытие бассейна Кюре. В качестве континентального фрагмента при этой субдукции выступает Стамбульская зона Понтид. Магматические продукты этого этапа надежно представлены преимущественно вулканической известково-щелочной серией в Ломоносовском подводном массиве, в меньшей степени – бонинитовой серией. Менее надежно к этому этапу относятся трондьемиты, являющиеся компонентом офиолитов, уничтоженных при субдукции. Функционирование островной дуги продолжалось на протяжении поздней юры и раннего мела до альба.
4. На границе раннего и среднего мела Ломоносовский массив представлял собой горную страну с калиево-натриевым магматизмом плутонической фации, в то время как Юго-Западный Крым в своей наземной и морской частях характеризовался интенсивной пирокластической активностью.
5. В позднем мелу, начиная с коньяка, на месте Ломоносовского массива? закладывается новая островная дуга в тылу очень пологой Анатолийской зоны субдукции северного падения.
Континентальным фрагментом, под который происходила субдукция, являлась Скифская плита. Откат субдукции и растяжение в тылу, приведшие к раскрытию Западно-Черноморского бассейна, сопровождались плавлением кромки слэба и/или отрывом слэба, что привело к появлению бонинитов. Развитие дуги? от юной до развитой продолжалось и в палеогене (до эоцена). В Ломоносовском подводном массиве представлен полный набор вулканических островодужных серий этого этапа: бонинитовая, известково-щелочная и шошонитовая, причем они образуют поперечную петрохимическую зональность с нарастанием калиевости пород и уменьшением магнезиальности в направлении с юго-востока на северо- запад, от фронта дуги к тылу. Во фронтальной части дуги имеется плутонический элемент офиолитов – «океанические плагиограниты», а сами фрагменты офиолитов сохранились на самой юго-западной оконечности Крыма.
6. Магматизм Ломоносовского массива сформировался в результате наложения и совмещения продуктов двух различных субдукционных этапов. Бонинитовые и известково-щелочные породы второго этапа обладают противоречивыми чертами: с одной стороны, петрологические признаки указывают на их мантийную природу, а с другой стороны, анализ геохимической информации приводит к признанию существенной роли контаминации магм материалом континентальной коры. В условиях очень пологой субдукции после отрыва слэба мантийные расплавы проникали в образовавшееся окно и при движении вверх захватывали и ассимилировали вещество древнего докембрийского сиалического основания.
Нужна помощь в написании автореферата?
Мы - биржа профессиональных авторов (преподавателей и доцентов вузов). Наша система гарантирует сдачу работы к сроку без плагиата. Правки вносим бесплатно.
Список использованных источников
Статьи и монографии
1. Петрология магматических пород палеоостровной дуги Черного моря / Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е., Кутний В.А. // Минерал. журн. – 1996. – Т.18, № 5. – С.76-95.
2. Шнюков Е.Ф. Палеоостровная дуга севера Черного моря / Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. – К.: Чорнобильінтерінформ, 1997. – 287 с. (главы ІІІ, ІV, С.129-203; участие в главе ІІ).
3. Щербаков И.Б. Структура фрагмента меловой палеоостровной дуги Черного моря / Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма: Материалы XXXII Тектонического совещ. Т. II. – М.: ГЕОС, 1999. – С.310-313.
4. Shnyukova K.E. Alpine Magmatism of the Black Sea Floor / Shnyukova K.E., Shcherbakov I.B. // Tübinger Geowissenschaftliche Arbeitin, Series A. – 1999. – Vol.52. – P.206-207.
5. Shnyukov E.F. New data on the structure of the fragment of the paleoisland arc of the Black Sea floor / Shnyukov E.F., Shcherbakov I.B., Shnyukova K.E. // Минерал. журн. – 1999. – Т.21, №5/6. – С.68-75.
6. Шнюков Е.Ф. Ломоносовский подводный массив: новые факты к решению проблемы формирования Черноморской впадины / Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. // Геология и полезные ископаемые Черного моря / Под ред. Е.Ф.Шнюкова. – К.: Карбон, 1999. – С.27-38.
7. Шнюкова Е.Е. Шошонитовый вулканизм Черноморской палеоостровной дуги / Шнюкова Е.Е. // Петрология и рудоносность магматических формаций складчатых областей: Тез. конф., Ташкент, май 2000. – Ташкент: Университет, 2000. – С.29-32.
8. Шнюкова Е.Е. Особенности островодужного шошонитового вулканизма дна Черного моря / Шнюкова Е.Е. // Петрография на рубеже 21 века: итоги и перспективы.: Материалы 2 Всерос. петрографического совещ., посвященного 300-летию геологической службы России. Т.2. – Сыктывкар: Изд-во Ин-та геол. Коми НЦ УрО РАН, 2000. – С.143-146.
9. Shcherbakov I.B. Magmatism and Geodynamics of the Lomonosov Submarine Massif (the Black Sea) / Shcherbakov I.B., Shnyukova K.E. // Геол. журн. – 2000. –
№2. – С.59-67.
10. О газоотдаче дна Черного моря / Шнюков Е.Ф., Старостенко В.И., Гожик П.Ф., Клещенко С.А., Кутный В.А., Шнюкова Е.Е. // Геол. журн. – 2001. – №4. – С.7-
14. (петрографическое исследование магматических пород, вмещающих газовыводные каналы).
11. Шнюкова Е.Е. Магматизм как фактор рельефообразования Ломоносовского подводного массива (континентальный склон Черного моря) / Шнюкова Е.Е., Пасынков А.А. // Геол. журн. – 2003. – №1. – С.74-79.
12. Шнюкова Е.Е. Трондьемиты Ломоносовского подводного массива (Черное море) и их геодинамическая интерпретация / Шнюкова Е.Е. // Геофиз. журн. – 2003. – №2. – С.177-183.
13. Шнюкова Е.Е. Кислые эффузивы из альбских валунных отложений Балаклавской котловины (юго-западный Крым) / Шнюкова Е.Е., Лысенко В.И.
// Сучасні проблеми геологічної науки: Зб. наук. праць ІГН НАН України / Отв. ред. П.Ф.Гожик. – К., 2003. – С. 33-38. (петрографическое и петрохимическое изучение магматических пород).
14. Геологические исследования / Шнюков Е.Ф., Иванников А.В., Шелкопляс В.Н., Иноземцев Ю.И., Орловский Г.Н., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е., Пасынков А.А., Кутний В.А., Парышев А.А., Рыбак Е.Н., Куковская Т.С., Княжевский Г.Е.
// Газовый вулканизм Черного моря / Гл. редактор Е.Ф.Шнюков. – К., 2005. –
146 с. (раздел „Петрография вулканогенно-осадочных пород Форосского выступа”, С.23-34).
15. Шнюкова Е.Е. Петрография пирокластических и вулканогенно-осадочных пород Форосского выступа континентального склона Черного моря / Шнюкова Е.Е., Щербаков И.Б. // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. – 2005. – №1. – С.87-101.
16. Шнюкова Е.Е. Магматические породы мыса Фиолент (юго-западный Крым) / Шнюкова Е.Е. // Материалы междунар. (Х всероссийского) петрографического совещ. «Петрография XXI века». Т. 2. – Апатиты: КНЦ РАН, Геол. Ин-т, 2005. – С.289-291.
17. Шнюкова Е.Е. Петрография коренных пород Форосского выступа / Шнюкова Е.Е. // Геологические исследования Черного моря / Гл. ред. Е.Ф.Шнюков. – К., 2006. – С.50-53.
18. Шнюкова Е.Е. Петрография и литология коренных пород Форосского выступа
/ Шнюкова Е.Е. // Геология континентальной окраины Черного моря / Гл. ред. Е.Ф.Шнюков. – К., 2007. – С.31-37.
19. Золото-серебряная и сульфидная минерализация в породах Гераклейского плато (Крым) / Шнюков Е.Ф., Лысенко В.И., Кутний В.А., Шнюкова Е.Е. // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. – 2008. – №2. – С.68-86. (петрографическое исследование магматических пород).
20. Shniukova E.E. Geodynamical Position of the Pre-Cretaceous Magmatism of the South-Western Edge of the Crimea / Shniukova E.E. // Geochemistry of magmatic rocks – 2010: Abstracts of XXVII International conference School “Geochemistry of Alkaline rocks”. – Moscow-Koktebel’, 2010. – P.171-172.
21. Шнюкова Е.Е. Петрографический состав коренных пород континентального склона / Шнюкова Е.Е. // Проблема сапропелей Черного моря / Гл. ред. Е.Ф.Шнюков. – К., 2010. – С.54-61.
22. Геоморфология Форосского выступа континентальной окраины Черного моря / Шнюков Е.Ф., Пасынков А.А., Маслаков Н.А., Шнюкова Е.Е. // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. – 2010. – №4. – С.15-29.
23. Shniukova K. Magmatism in the Junction Zone of the Scythian Platform, Western Black Sea and Mountainous Crimea / Shniukova K. // Abstracts of the 3rd International Symposium on the Geology of the Black Sea Region, Bucharest, Romania. – Supplement to GEO-ECO-MARINA – 2011. -№17. – P. 167-169.
24. Петрологія і геохімія чарнокітоїдів Українського щита / Кривдік С.Г., Кравченко Г.Л., Томурко Л.Л., Дубина О.В., Загнітко В.М., Рокачук Т.А.,
Шнюкова К.Є., Мінеєва В.М.. – К.: Наук. думка, 2011. – 215 с. (раздел 5, С. 194-205; участие в подразделе 1.1 и выводах).
25. Шнюкова Е.Е. Петрографический состав коренных пород Ломоносовского подводного массива и Форосского выступа / Шнюкова Е.Е. // Газово-грязевой вулканизм Керченско-Таманского сектора Черного моря / Гл. ред. Е.Ф.Шнюков.
– К., 2011. – С.57-59.
26. Shniukova K. U-Pb SHRIMP Geochronology and Geochemical Peculiarities of Zircons from Igneous Rocks of Lomonosov Submarine Massif: an Evidence for Proterozoic Basement Presence in the Northern Margin of the Black Sea Depression?
/ Shniukova K. // Ore potential of alkaline, kimberlite and carbonatite magmatism: XXIX International conference. School “Alkaline magmatism of the Earth”. – Sudak– Moscow: ONTI GEOKHI RAS, 2012. – P.102-104.
Тезисы докладов
1. Shnyukova K. Magmatism of the Black Sea Paleoisland Arc / Shnyukova K., Shnyukov E., Shcherbakov I. // Abstracts EUG 9 Meeting, Strasbourg, France, March 1997. Supplement to Terra Nova. – 1997. – Vol.9. – P.476.
2. Shnyukova K.E. Fragment of the Black Sea Paleoisland Arc: a Geodynamic Aspect / Shnyukova K.E., Shcherbakov I.B. // Abstracts EUG 10 Meeting, Strasbourg, France, March-April 1999. Journal of Conference. – 1999. – Vol.4, №.1. – P.400.
3. Shnyukova K.E. Phenomenon of the Cretaceous Paleoisland Arc at the Black Sea Floor / Shnyukova K.E., Shcherbakov I.B., Shnyukov E.F. // Abstracts Second Balkan Geophysical Congress, Istanbul, Turkey, July 1999. – P.304-305.
4. Shnyukova K. Ophiolite-related trondhjemites of the Black Sea floor / Shnyukova K.
// Abstracts of the 32nd International Geological Congress. Florence, Italy, August 2004. – Abs. Vol., pt. 1. – P.21.
5. Shniukova K. On- and Offshore Pre-Cretaceous Magmatism of the South-Western Crimea: Geodynamical Conditions of Formation on the Basis of Petrogeochemical Features of the Rocks / Shniukova K. // Abstracts of the 2nd International Symposium on the Geology of the Black Sea Region, Ankara, Turkey, 5-9 October, 2009. – P.182.