Включення ультрамафітов в базальтоідах острівних дуг:
до проблеми складу та генезису перехідного шару "коро-мантійних суміші"
в островодужних системах.
Колосков А.В., Пузанков М.Ю., Пирожкова Е.С
Проведено
узагальнення великих геолого-петрографічних, мінера-логічних, а також
ізотопно-геохімічних матеріалів, отриманих авторами при багаторічних
дослідженнях ультраосновних включень у вулканіти Камчатки. За особливостями
речового складу ці включення підрозділяються на асоціації:
Дуніт-гарцбургітовую з мінімальним розвитком верлітов і піроксенітов;
Дуніт-піроксенітовую і Гарцбург-верлітовую з підлеглою роллю
"зелених" і "чорних" піроксенітов. Перші дві асоціації
розвинені серед вулканітів островодужного типу. Причому ксеноліти перший
асоціації зустрічаються виключно на толеітових вулканах фронтальної зони
(Авачинська, Криницький), а другий - характерні для проявів
вапняно-лужного і субщелочного вулканізму на вулканах проміжної зони
(Шивелуч, Харчинська, Ключевський). Третя асоціація присутня у зв'язку з
базальтоідамі внутріплітного геохімічного типу (район вулкана Бакенінг,
Ічінскій вулкан. Порода всіх трьох асоціацій чітко відрізняються за своїм
мінералогічному, а також ізотопно-геохімічної складу. При цьому
ультрамафіти перший асоціації близькі за складом до порід плутоніческіх
альпінотіпних ультрабазітов верхньокрейдяними-палеогенового віку, широко
розвинутих у межах східної Камчатки. Ксеноліти другу асоціації подібні за
складом з верхньокрейдяними-палеогеновими гіпербазітамі
Дуніт-Верлен-піроксенітовой серії в складі вулкана-плутоніческой формації порід
підвищеної лужності Валагінского і серединного хребтів Камчатки.
фаціальні
аналіз цих ксенолітов свідчить про те, що вони утворилися на
порівняно малих глибинах, займаючи проміжне положення між
верхнемантійнимі і ніжнекоровимі утвореннями. Тонкі, але досить
істотні мінералогічні і геохімічні відмінності спостерігаються між
ксенолітамі ультрамафітов і плутоніческімі гіпербазітамі. Ряд особливостей
речового складу (наявність первинних расплавних включень у шпінель з
ксенолітов гарцбургітов Авачинська вулкана і в клінопіроксенах з піроксенітов
вулкана Шивелуч, мінералогічна зональність багатьох ксенолітов)
свідчить про те, що ці породи початку мають магматичної
походження.
Таким
чином, ксеноліти ультрамафітов є плутоніческімі аналогами вулканітів.
Вони являють собою одну зі складових перехідного шару між корою і
мантією, в якому розташовується більшість первинних осередків вулканів. Для
верхньокрейдяними-палеогену-вого часу подібну роль грали масиви
плутоніческіх гіпербазітов, виведені в даний час на земну поверхню.
Вступ
Ксеноліти
ультраосновних
порід
в Камчатському базальтоідах широко поширені і детально
вивчені [3,15,32,33]. Невирішеною, проте, залишається проблема генезису цих
утворень, а також питання про те, яке місце вони повинні займати в петрологіческіх
моделях. У багатьох петрологіческіх побудовах [11,20,21] ультраосновних
включення до камчатських вулканіти традиційно використовуються для реконструкції
складу мантійних субстрату. Фаціальні аналіз цих утворень [15,18,44]
свідчить, однак, про те, що вони характеризуються набагато меншими
глибинами своїх мінеральних рівноваг, ніж це передбачається в
петрологіческіх моделях для "продуктивної" мантійних шару в
островодужних системах. Ці глибини відповідають положенню так званого
перехідного шару між корою і мантією, детально вивченого на ряді полігонів
Камчатки [2,10]. У районі Ключевський групи вулканів він розташовується на
глибинах від 30 до 40 км, а в районі Авачинській групи - від 20 до 30 км. Хоча
цей шар добре вивчений геофізиками, з приводу його походження та особливостей
речового складу думки дослідників не однозначні. Одні з них [10]
розглядають його як частину базальтового шару Землі, а його відмінні
сейсмічні і плотносние характеристики пов'язують з наявністю численних
Сілла базіт-гіпербазітового складу. Інші дослідники [2] вважають, що
крім базальтової складової істотну роль в його складі займає
розущільнення мантія. Наявність у перехідному шарі високих швидкостей поздовжніх сейсмічних
хвиль (V = 7,8-7,9 км/сек) добре пояснюється присутністю перідотітового
матеріалу. Чи є цей матеріал рестітом при виплавлення базальтових
розплавів з мантійних субстрату або має магматичної походження?
Рішення цього питання, ймовірно, тісно пов'язане з проблемою ультраосновних
включень. Детальне її розгляд може дати додаткову аргументацію для
розуміння особливостей походження й еволюції перехідного шару від кори до
мантії. При побудові речових моделей "коро-мантійних суміші" в
деяких континентальних регіонах використовуються дані про склад
піроксенів-базітових нодулей "чорної серії" в базальтоідах [22].
Подивимося, яку інформацію в цьому плані можна отримати при вивченні включень
ультрамафітов в базальтоідах Камчатки.
1.
Геологічне положення, типовий набір і асоціації включень.
Рис. 1
Ксеноліти
базіт-гіпербазітового складу, як магматичного, так і метаморфічного
вигляду широко поширені на вулканах Східного
вулканічного поясу, південної Камчатки
, Центральної
Камчатської депресії
. У багатьох роботах було показано, що склад
включень знаходиться в тісній залежності від складу вміщуючих порід, їх
серіальної або типовий приналежності [4,15,17,18,24,26]. Найбільш суттєві
відмінності ультраосновних ксенолітов спостерігаються при порівняльному розгляді їх
асоціацій у зв'язку з вулканіти островодужного і внутріплітного геохімічних
типів [18]. Вулканіти островодужного типу містять включення різноманітних
габброідов, амфіболіти, кристалічних сланців, а також ультрамафітов, частка
яких зазвичай не перевищує 10-15%. Вони широко поширені на вулканах
Ключевський групи (Шивелуч, Зарічний, Харчинська, Ключевський, Безіменний,
Зімін, Удіни), вивчені на Авачинська і Кроноцкого вулканах. Крім власне
островодужних вулканітів на Камчатці, як і в деяких інших розвинених
островодужних сис-темах, виявився особливий тип вулканічних порід, який за
своїм петрографічні і геохімічним ознаками схожий з внутріплітнимі
базальтоідамі, але відрізняється низкою особливостей (знижені концентрації
високозарядних елементів, а також боее низькі La/Yb відносини). Він
розглядається як внутріплітного геохімічного типу в островодужних
системах [4,18]. Базальтоіди цього типу також містять включення верлітов,
піроксенітов, Дуніт і дуже рідко гарцбургітов і габброідов. Метаморфічні
породи в асоціації з вулканіти цього типу не зустрічаються. Подібного роду
включення зустрінуті в районах вулканів Бакенінг, Ічінскій, в покривних
базальтах Валагінского хребта, а також в окремих конусах і потоках на Чукотці
і в Коряки [15,18].
Детальний
аналіз матеріалів з урахуванням новітніх даних дозволив виявити серед включень
ультрамафітов три асоціації.
1.
Дуніт-гарцбургітовую з підлеглою роллю верлітов і піроксенітов. Спільно з
ними зустрічаються ксеноліти габброідов, кортландітов і горнблендітов, а також
слабо метаморфізованних порід крейдового фундаменту.
2.
Дуніт-Верлен-піроксенітовую, в якій різко переважають амфіболсодержащіе
піроксеніти. Супроводжуються ультрамафіти амфіболовимі габброідамі,
амфіболсодержащімі кристалічними сланцями і гнейсами.
3.
Верлен-піроксенітовую, в якій переважають верліти, "зелені" і
"чорні" піроксеніти. Зустрічаються поодинокі ксеноліти гарцбургітов і
габброідов. Порода меланократового фундаменту відсутні.
Як
видно на схемі (рис.1
),
перша асоціація ультрамафітов поширена виключно на вулканах
фронтальної зони, другий виявлена серед вулканітів Центральної Камчатської
депресії. Присутність третього асоціації наголошується для деяких
вулканічних проявів різних регіонів півострова, включаючи і тилову
область. Характерно, що зональність у поширенні асоціацій ксенолітов
повторюється в особливості просторового розповсюдження подібних за складом
порід формаційних типів плутоніческіх гіпербазітов крейдового фундаменту
островодужной системи. Перші дві асоціації ксенолітов поширені у зв'язку
з островодужним типом базальтоідов. Третя асоціація характерна для вулканітів
внутріплітного геохімічного типу.
Перейдемо
тепер до розгляду конкретних районів прояви цих утворень.
1. Включення ультрамафітов в вулканіти островодужного
типу.
Рис 2
Авачинська
вулкан розташовується в ряду среднеплейстоцен-голоценових вулканів, що утворюють
ланцюг північно-західного простягання [12]. З одного боку, вулканами Авачинській
групи на південно-сході Камчатки починається Східний вулканічний пояс, а з
другий - його можна розглядати як крайній південно-східного ланки
поперечної ланцюга активних вулканів Авачинська-Коряцькому-Бакенінгской вулканічної
зони. Базіт-гіпербазітовие ксеноліти тут відомі давно і добре вивчені
[13,16,23,33]. Знахідки включений найбільш часті серед пемзово-шлакової
пірокластікі, вік якої датуються 4 і 5 тис. років. (C14) [37].
Розмір окремих блоків включений гарцбургітов доходить тут до 50-60 см. У
меншій кількості і менших розмірів (1-3 см) ультраосновних ксеноліти
зустрічаються в андезито-базальтах потоків Авачинська вулкана, а також у
базальтах окремих конусів (в потоках і пірокластіке), в андезиту
екструзівних куполів (в крайових зонах), а також у базальтової пірокластіке
крайових фацій деяких екструзії. Ксенолітсодержащіе вулканіти в цілому
належать до нізкокаліевой островодужной вулканічної серії, але широко
варіюють за змістом кремнезему і по магнезіальній порід. Вони володіють
типовими для подібних серій геохімічними характеристиками (збіднена Rb, Ba,
Sr, Zr, Hf і збагачені Cr) при близькій калієвої лужності і магнезіальній по
порівняно з толеітовимі базальтами континентальних і океанічних областей. У
склад включений переважають різноманітні габброіди, кортландіти,
зеленокаменно змінені орто-і парапороди крейдового фундаменту. Частка порід
ультраосновних складу не перевищує 10-15%. Переважають (90-95%) включення
гарцбургітов з переходом до енстатітсодержащім Дуніт і лерцолітам, рідше
зустрічаються верліти, ортопіроксеніти, вебстеріти. За зовнішнім виглядом породи
досить одноманітні: окремі великі (від 2-3 до 5-6 мм) кристали
блакитно-зеленого високомагнезіального (Fo = 88-91) олівіну і
жовтувато-зеленого енстатіта (En = 91-92) занурені в білястий середньо-або
дрібнозернистий істотно олівіновий агрегат. У ньому зустрічаються окремі
зерна хромистої Діопсид, а також хромистої (аж до пікотіта) шпінелі. У
деяких ксенолітах присутній безбарвний зазвичай інтерстиціальний амфібол
паргасітового ряду і дуже рідко - плагіоклаз (An = 72-73,5) у вигляді дрібних зерен
в проміжках між кристалами олівіну. Було зустрінута також кілька
зразків гарцбургітов з великим (до 3-4 мм) кристалами шпінелі в
середньозернистий олівін-піроксенових агрегаті. Шпінель цих гарцбургітов
містить численні дрібні (від 20-30 до 100 мкм) округлі мікровключенія.
Одні з них містять мінерали-в'язні: клино-і ортопіроксени, рідше олівін,
ділянки скла, а також релікти флюідной фази у вигляді темного бульбашки (рис.2
,
а, б). Інші мікровключенія крім скла і флюідной фази характірізуются
наявністю вдруге освічених дочірніх мінералів - піроксенів і олівіну (рис.2
,
в). По своїй морфології і особливостей складу ці мікровключенія схожі з
расплавнимі включеннями в мінералах вулканічних порід, вивчення яких
інтенсивно проводиться в останні роки [25,29]. Подібні мікровключенія в
великих зернах клінопіроксена були знайдені також в одному із зразків
верлітов. Структури більшості зразків гарцбургітов протогранулярние,
бластопорфіровие, іноді еквігранулярние з наближенням до роговіковим. Широко
проявлені катаклаз і перекристалізація, так що деякі різниці нагадують
типові рогівки. В окремих випадках відмічені смуги і прожилки, виконані
дрібнозернистим істотно олівіновим агрегатом або, навпаки, грубозернистим
пегматоідним Діопсид і енстатітом. Існує уявлення, що ці
пегматоідние освіти мають інфільтраційної-метасоматичні походження
[32]. На контакті з вміщають вулканіти гарцбургіти містять чорну оторочкою
розміром до 3-4 мм. Зазвичай ця оторочкою має мономінеральних склад і
представлена амфібол паргасітового ряду. Іноді зустрічаються облямівки
верлітового або Верлен-кортландітового складу. Верліти, кортландіти і
горнблендіти присутні також у вигляді окремих зразків ксенолітов розміром
до 8-10 см. Це чорна істотно клінопіроксеновая або амфіболовая порода,
містить від поодиноких зерен до 10-15% жовтуватого щодо залозистого
олівіну (Fo = 75-80).
Сучасний
Ключевський вулкан знаходиться в однойменній групі вулканів і розташовується в
північній частині Центральної Камчатської депресії. У складі продуктів вивержень
виділяються два типи базальтів - магнезіальні і глиноземисті
вапняно-лужного типу [12]. В обох типах порід зустрічаються ксеноліти
олівінітов, гарцбургітов, піроксенітов, а також габброідов, проте в
глиноземистих базальтах їх значно менше. Детальний петрографічні
опис різних типів ксенолітов проведено Б. І. Пійпом [27]. Серед ксенолітов
переважають включення розміром до 2,5-3 см дрібнозернистих перекрісталлізованних
гарцбургітов. Крім того, зустріли кілька зразків зелених піроксенітов, а
також мегакрістов Діопсид розміром до 1-1,5 см. У гарцбургітах відзначається
тонка полосчатим, викликана перевагою в окремих зонах олівіну або
ортопіроксена, іноді зустрічаються витягнуті скупчення зерен шпінелі. В одному з
зразків був виявлений прожилок (завширшки близько 500 мкм) тітаністого гастінгсіта,
залозистого якого в центральній частині прожилка в 2 рази вище, ніж у крайовий
частини. Раніше присутність амфібол подібного складу зазначалося [5] в
вебстерітах цього вулкана. Контакти ксенолітов з вміщає породою завжди
чіткі, різкі, без видимих перетворень або новоутворень.
плейстоценової
Харчинська вулкан розташовується дещо осібно в північній частині
Центральної Камчатської депресії. У складі його продуктів також виділяються два
типу базальтів - магнезіальні і глиноземисті вапняно-лужної серії.
Ксеноліти були вивчені в Дайк, яка розташовується в північно-західному борту
вершинної кальдери вулкана і має простягання на схід-північно-схід.
Потужність її 4-5 м, простежено по простиранню на відстані 100-150 м. Складена
вона субафіровимі біотіт-амфіболовимі субщелочнимі базальтами підвищеної
магнезіальній. Ксеноліти в цій Дайк досить рясні, розмір їх
коливається від декількох мм до 10-12 см. За складом вони розподіляються
наступним чином: 1) Дуніт, гарцбургіти, лерцоліти - до 70%; 2) зелені
піроксеніти - 30%; 3) амфіболовие піроксеніти, кортландіти - одиничні зразки.
Першу групу включений характеризує звичайний четерехмінеральний парагенезіс:
помірно магнезіальні олівін і ортопіроксен, хромовий діопсид, широко
варіюються за складом шпінель. У деяких зразках гарцбургітов був виявлений
інтерстиціальний амфібол паргасітового ряду з високим вмістом Cr2O3
(до 1,8%), а в перекрісталлізованном Гарцбург - дрібне зерно титано-магнетитових.
У ксенолітах піроксенів-кортландітового складу крім переважаючого
клінопіроксена або амфібол присутній ортопіроксен і олівін, а також шпінель
і магнетит. Амфібол тут представлений низько хромисті паргасітом. У ділянках
інтенсивної перекристалізації було виявлено кілька зерен польових шпатів.
Це майже чистий анортіт (An = 96%) у Кортланд, зональний бітовніт (An77-48) і
зерно ортоклаз в піроксенів.
Шивелуч
є одним з найбільших активних стратовулканів Камчатки. Розташовується
він в північній частині Центральної Камчатської депресіїоці речі. У складі порід
переважають амфіболсодержащіе андезити і андезито-базальти, пов'язані з
помірно калієвої вапняно-лужний серії [12]. Ксеноліти найчастіше
зустрічаються у відкладеннях пірокластичні потоків і вибухових відкладеннях, рідше в
породах екструзії і ДАЕК і дуже рідко в лавових потоках. Розміри ксенолітов від
1-2 до 20-25 см. Оцінка характеру поширеності різних типів включень
[12] дає наступні результати: амфіболсодержащіе кристалічні сланці і
амфіболіти (до 33% вибірки), амфіболовие і амфібол-піроксенових діорити і
габро-діорити "гомеогенного" типу (до 27%), амфіболовие і
амфібол-піроксенових габброіди (до 25%), амфіболовие піроксеніти (близько 6-10%),
Дуніт і гарцбургіти (не більше 1-1,5%).
Переважним
типом порід ультраосновних асоціації є в різному ступені
амфіболітізірованние клінопіроксеніти. Їх образ звичайно визначається
грубозернистий агрегатом клінопіроксена, пророслого темними кристалами
амфібол. Однак зустрічаються і не містять амфібол різниці піроксенітов. У
деяких зразках піроксен містить лише дрібні включення зерен амфібол, але
характеризується наявністю численних дрібних мікровключеній досить кислого
скла і кварцу. У центральній частині одного з ксенолітов піроксеніта було
виявлено білясте дрібнозернистий відокремлення (розміром кілька сантиметрів),
складене щодо залозистим ортопіроксеном (En = 81). Переважним типом
амфібол є звичайна рогова обманка, паргасіт зустрічається в
внутрішніх частинах ксенолітов у вигляді пойкілітових або інтерстиціальних
утворень. Цей тип включений характеризується відсутністю шпінелі, за
меж зерен зустрічаються дрібні освіти хромисті магнетиту. У ряді
найбільш магнезіальних порід - Дуніт-гарцбургітов-вебстерітов першим
переважають. Зовнішність всієї низки порід визначається наявністю жовтуватого
дрібнозернистого істотно олівінового агрегату з домішкою піроксенів і
поодинокими зернами шпінелі. Вебстеріти характеризуються збільшеною роллю
ортопіроксена, головним чином за рахунок олівіну. У деяких Дуніт і
вебстерітах, в основному в зонах перекристалізації, з'являється амфібол
паргасітового ряду, а також флогопіт. В одному зі зразків гарцбургіта були
виявлені дрібні зерна хромистої титано-магнетитових у вигляді мікровключеній в
клінопіроксене.
Ксеноліти
нерідко несуть сліди перекристалізації і часткового плавлення. Навколо них на
кордоні з вміщає породою іноді спостерігаються контактово-реакційні облямівки
амфібол або амфібол-плагіоклазових порід, а навколо деяких ксенолітов
Дуніт або гарцбургітов - малопотужні (не більше 1-2 мм) облямівки стовпчастих
(поперек контакту) кристалів ортопіроксена.
2. Ультраосновних включення до базальтах внутріплітного
геохімічного типу.
Район
вулкана Бакенінг (південно-східна Камчатка). Розглянутий район становить
крайнє північно-західне ланка ланцюга активних вулканів, які належать,
ймовірно, до єдиної Авачинська-Коряцькому-Бакенінгской вулканічної зоні - січної
по відношенню до простиранню Курило-Камчатського глибоководного жолоба, а також
більшості головних вулканічних поясів регіону. У фундаменті активного
вулкана Бакенінг крім міоцен-пліоценового вулканогенно-уламкових порід
звичайного для острівних дуг вапняно-лужного типу (Пирятинського свита і
алнейская серія) зустрічаються реліктові останці покривів субафірових
субщелочних базальтів і андезито-базальтів позднепліоценового або
раннечетвертічного віку. Від звичайних островодужних вулканітів ці базальти
відрізняються підвищеною тітаністостью, а також більш високими концентраціями
високозарядних елементів (Zr, Nb, Ta), і також підвищеним La/Yb ставленням.
Включення ультрамафітов був виявлений тут у кількох потоках субщелочних
базальтів і андезито-базальтів потужністю близько 15-20 м в нижній частині розрізу
покривних утворень із загальною потужністю близько 60-100 м. Включення розміром від
кількох мм до 10-15 см досить рясні (в деяких місцях на 1 КВ2
припадає від 5 до 10 ксенолітов) і склад їх своєрідний.
Різко
переважає (до 90-95%) група "зелених" ксенолітов: верлітов,
піроксенових Дуніт, олівінсодержащіх клінопіроксенітов, одиничних
гарцбургітов. У цій групі найбільш звичайні середньо-і грубозернисті
олівін-клінопіроксеновие зрощення з варіююча вмістом компонентів. Вони або
не містять ортопіроксена, або він з'являється тільки в структурах розпаду.
Такий же ортопіроксен звичайна і в олівінсодержащіх клінопіроксенітах. Тільки в
одиничних зразках ортопіроксен присутній як самостійна,
конкурує з олівінів і клінопіроксеном фази. Повністю відсутні
лерцолітовие, габброідние, також ксеноліти метаморфічних порід. Зустрічаються
освіти складного складу, коли ядро представлено гарцбургітом, а оторочкою
ортопіроксенітом. Поодинокі зерна інтерстиціального амфібол відносяться до
звичайної рогової обманці.
Виявлено
також (5-10%) "чорні" піроксеніти. Нерідко вони містять невелику
кількість ортопіроксена (в структурах розпаду і у вигляді дрібних зерен), іноді
одиничні зерна олівіну і тітаністого паргасіта.
Ксеноліти
супроводжуються звичайний набір ксенокрістов (олівін, титан-Авгіт, шпінель,
плагіоклаз), але дуже дрібних - не більше перших мм, хоча окремі кристали
плагіоклазу досягають 2-3 см.
2.
Особливості речовинного складу ультраосновних ксенолітов.
1.
Валовий склад і геохімічні особливості ксенолітов.
В
таблиці 1
представлені валові склади порід включень. Дуніт і гарцбургіти ксенолітов
вулканів Шивелуч і Харчинська відрізняються надзвичайно низькими вмістом Al2O3
і CaO в порівнянні з аналогічними породами Авачинська вулкана (табл.1
,
NN11, 6 і 1-3). У цьому вони схожі з плутоніческімі Дуніт Центральної Камчатки
(табл.1
,
N23). Однак, в лерцолітах і тим більше в піроксенітах ці відмінності нівелюються.
За вмістом CaO деякі гарцбургіти ксенолітов Авачинська вулкана (табл.1
,
N3), близькі до плутоніческім гарцбургітам Східної Камчатки (табл.1
,
N22), але відрізняються від них підвищеної глиноземистому. Підвищеної
залізистих і тітаністостью характеризуються гарцбургіти району вулкана
Бакенінг (табл.1
,
N17). Піроксеніти перших чотирьох вулканів мають широко варіююча склад і не
відрізняються один від одного. Аномально високими вмістом Al2O3,
TiO2 і Na2O при зниженій кальцієво характеризується
один з амфіболітізірованних піроксенітов Шивелуч (табл.1
,
N16). По ряду характеристик він наближається навіть до складу чорних піроксенітов
району вулкана Бакенінг (табл.1
,
NN20, 21). Піроксеніти цього району становлять особливу групу. Зазвичай вони
відрізняються підвищеною залозистого, високими вмістом Al2O3,
TiO2 і Na2O (особливо - в деяких "чорних"
піроксенітах), низькими значеннями для SiO2 і CaO. Плутоніческій
піроксенів Центральної Камчатки (табл.1
,
N24) при високій магнезіальній (такий же як у ксенолітах гарцбургітов)
має низьку глиноземистому і натровостью, але підвищеної кальцієво.
Дані
про редкоелементном складі розглянутих порід представлені в таблиці 2
.
Зменшення магнезіальній ксенолітов зазвичай супроводжується зростанням
концентрацій Zr, Y, Sr, V, Sc і зменшенням Ni, Co, Cr. Однак зустрічаються і
аномальні зразки. Наприклад, різко підвищеними концентраціями Ni, Co і V
відрізняється інтенсивно амфіболітізірованний піроксенів Шивелуч (табл.2
,
N16). Гарцбургіти Авачинська вулкана (табл.2
,
NN1-3) в порівнянні з Дуніт і гарцбургітамі вулканів Шивелуч і Харчинська (табл.2
,
NN6, 11) характеризуються підвищеними концентраціями Ni, Cr, V, порівнянними з
такими в альпінотіпних гарцбургітах (табл.2
,
N22). Змісту мікрокомпонентів в плутоніческом піроксенів Центральної
Камчатки (табл.2
,
N24) близькі до таких концентрацій в найменш амфіболітізірованном
піроксенів Шивелуч (табл.2
,
NN 15).
2. Особливості складу мінералів.
Рис. 3
мінералогічні
особливості ксенолітов гіпербазітов в лавах Камчатський вулканів вже
розглядалися у ряді публікацій [15,16,18,21,32,33,44]. Тому докладно
зупинимося на характеристиці тільки найбільш інформативних мінералів --
шпінель і піроксенів. Мінерали розглянутих включений були проаналізовані
з використанням рентгенівського мікроаналізатор "Camebax" в
Інституті вулканології ДВО РАН (аналітик В. М. Чубаров), а також у Геттінгенському
університеті (аналітик Т. Г. Чурікова).
Рис.4
Шпінеліди. Ксеноліти ультрамафітов
характеризуються наявністю як власне шпінель, так і титано-магнетитових.
Перші поширені в Дуніт, гарцбургітах, верлітах всіх трьох асоціацій, а
також у піроксенітах, які асоціюють з базальтоідамі внутріплітного
геохімічного типу (район вулкана Бакенінг). Другі зустрічаються
переважно в піроксенітах Дуніт-Верлен-піроксенітовой асоціації. Крім
того, титано-магнетитових у вигляді мінералів-в'язнів у олівін були виявлені в
деяких гарцбургітах Харчинська вулкана, а хромисті титано-магнетитових - в
клінопіроксенах з гарцбургітов вулкана Шивелуч. Суміші шпінель варіюють
широких межах від глиноземистих герцінітов до хромисті пікотітов (табл.3
).
Зазвичай в ксенолітах одного і того ж складу можуть бути присутні кілька
різновидів шпінелі. За розмірності можна виділити три генерації цього мінералу:
1) порфироподібна (порфіробластовую?) З розміром зерен до 3-4 мм, різко
що виділяється на тлі середньо - або дрібнозернистого олівін-ортопіроксенового
агрегату (деякі гарцбургіти Авачинська вулкана); 2)
"акцесорних", зерна якої розміром від часток мм до1-1, 5 мм
заповнюють проміжки між утвореннями інших мінералів; 3) реліктову,
укладену в зернах інших мінералів (олівінів, клінопіроксенов) або шпінель
пізніших генерацій і має розміри від 20-30 мкм до 100-150 мкм.
Розрізняються склади мінералу не тільки різних асоціацій включень, а й
різних генерацій. Як видно на малюнку 3, поля фігуративні точок шпінель
з ксенолітов різних асоціацій групуються у вигляді трьох рядів, для кожного
з яких із зростанням залозистого намічається тенденція переходу від більш
глиноземистих до менш глиноземисті шпінель, титано-магнетитових і магнетитових.
Перший ряд відображає зміну складу цього мінералу в "чорних"
піроксенітах. Другий ряд характеризує еволюцію складу шпінель в гарцбургітах
і верлітах району Бакенінга і реліктових герцінітов з ксенолітов Харчинська
вулкана. Сюди ж потрапляють також точки складів шпінель з плутоніческіх
альпінотіпних гіпербазітов східної Камчатки. Глиноземисті шпінелі цих двох
рядів проходять порівняно простий шлях еволюції. Зі зростанням залозистого
мінералу зменшується кількість глинозему та магнію, збільшується вміст
заліза, марганцю та титану. При цьому ступінь окислення заліза зростає
незначно, або навіть зменшується (табл.3
,
NN13-14 ,25-32). Тому тут виявляється головним чином заміщення типу Al 3
Cr3.
Рис. 5
Третій ряд еволюції утворений полями
хром-алюмінієвих або хромисті шпінель Дуніт, гарцбургітов і вебстерітов, а
також титано-магнетитових і магнетитових з піроксенітов вулканів Авачинська,
Харчинська, Ключевський і Шивелуч. Сюди ж потрапляють точки магнетиту з
плутоніческіх гарцбургітов.
Картина
зміни складів хромомісткої шпінель складніша. У загальному випадку
спостерігаються наступні закономірності. Зі зростанням залозистого мінералу відбувається
зменшення вмісту в ньому глинозему (мал.4
),
кількість хрому при цьому спочатку зростає, потім в області значень
F/FM = 45-60% стабілізується і при подальшому зростанні цієї характеристики
різко падає (рис.5
).
Інверсія в поведінці хрому відбивається і в характері зміни глиноземистому
мінералу. Одночасно змінюється і ступінь окислення заліза. Зростання
хромистої в шпінель з Авачинська гарцбургітов відбувається на тлі зменшення
ступеня окислення заліза від 0,4-0,45 до 0,1-0,3 (табл.3, NN1-4). Різке
падіння змісту Cr2O3 в шпінель верлітов
супроводжується зростанням відносини Fe2O3/FeO до 0,9-1
(табл.3
,
N7). У шпінель з ксенолітов Шивелуч це відношення спочатку зменшується від 0,5 до
0,3, а потім різко зростає до 1,1 при залозистого близько 65% і до 1,5 в
хромисті магнетиту при F/FM = 75-76%. Очевидно, тут змінюється характер
заміщення тривалентних компонентів: на ранній стадії при низькій активності
кисню воно відбувається переважно за схемою Al 3 Cr 3,
а потім у зв'язку зі зростанням окислення шпінелі за схемою Cr 3 Fe 3
і в меншій мірі для Al та тривалентного заліза. У
"доінверсіонной" шпінелі вміст титану дуже низька і значно
зростає при зменшенні хромистої і зростанні відносини Fe2O3/FeO,
особливо в титано-магнетитових (табл.3, NN7 ,9,10,16,17,22-24). Зміст MgO під
всіх випадках зменшується зі зростанням залозистого мінералу.
Рис. 6
Спробуємо тепер розібратися в настільки складному
питанні про те, які причини викликають зміна складу шпінель. Перш за все,
необхідно пам'ятати, що спостерігаються на рис.3
ряди, в першу чергу, відображають характер зміни складу мінералів при
переході від фації шпінелевих лерцолітов (поле шпінель з ксенолітов в
базанітах В'єтнаму у верхній частині діаграми) до умов олівін-плагіоклазового
рівноваги. Подібного роду перетворення шпінель докладно були вивчені одним
з авторів цієї статті [15]. На рис.4
і 5
показаний характер зміни глиноземистому і хромистої шпінель з лерцолітов
В'єтнаму при їх декомпрессионной перекристалізації аж до плавлення зразка
ксеноліта. Перехід від центральних, практично незмінених частин зерен, до
крайової облямівка і далі - до відокремленої, розташованої вже у склі реліктової
або новоствореної фазі в цих ксенолітах супроводжується зменшенням
глиноземистому і зростанням хромистої мінералу. Одночасно зростає
вміст TiO2 (від 0,01-0,3 до 0,9-1,0%) і ступінь
окислення заліза (від 0,1 до 0,5). Такий шлях еволюції можна припустити для
пояснення особливостей зміни складу шпінель перших двох рядів на рис.3
,
а також для найбільш глиноземистих шпінель Шивелуч (зі зміною змісту
Al2O3 від 34 до 24%, рис.4
),
якщо порівнювати їх з менш глиноземисті і більше хромисті генераціями (табл.3
,
NN18, 19). Чи пов'язані тренди зміни складів всіх "доінверсіонних"
шпінель з їх декомпрессионной перекристалізацією? Наприклад, поля складів
цього мінералу в Авачинська гарцбургітах також характеризуються зменшенням
глиноземистому і зростанням хромистої в міру збільшення його залозистого
(рис.6
і 7
)
Зональність більшості зерен шпінель тут, однак, принципово інша, ніж
це виявлено в мінералах в'єтнамських ксенолітов. Вона йде "від
скла ", а не" до скла ", як у випадку з в'єтнамськими шпінелі.
Така зональність не могла утворитися в результаті декомпрессионной
перекристалізації і плавлення ксенолітов. Практично весь ряд генерацій
шпінель Авачинська гарцбургітов містить численні округлі
мікровключенія частково раскрісталлізованного і закаланного з утворенням
силікатних стекол матеріалу. Судячи з їх морфології, характеру
поширеності і складу ми маємо тут справу з первинними расплавнимі
включеннями. Тренд зміни складів шпінель, що містять ці включення, і їх
зональність в загальних рисах узгоджуються із загальним трендом еволюції цього мінералу
в більшості Авачинська гарцбургітов. Отже, цей тренд характеризує
зміна складів мінералу в ході його магматичної кристалізації.
Зростання глиноземистому і зменшення хромистої тут супроводжується
деяким збільшенням ступеня окислення заліза (від 0,1 до 0,4-0,5) і
зростанням вмісту MgO в мінералі. Як правило, величина відносини Fe2O3/FeO
назад корелюється з величиною вмісту MgO в шпінель. Зростання цього
відносини зі зростанням залозистого мінералу зазвичай пояснюється зниженням
температури і зростанням фугітівності кисню fO2. У даному
випадку ми маємо справу або з підвищенням температури, або з впровадженням нової
порціїбільше магнезіального розплаву. Подібні із щойно розглянутими
тренди спостерігаються також для деяких "доінверсіонних" шпінель в
гарцбургітах Шивелуч і Ключевського вулкана (мал.4
і 5). Цим доводиться і тут можлива спочатку магматична природа
деяких найбільш ранніх генерацій цього мінералу. Повертаючись знову до рис.6
,
можна помітити присутність серед Авачинська шпінель невеликого числа генерацій
зі зворотним по відношенню до загального тренду зональністю по глинозему. Аналіз
поведінки хрому при цьому показує (рис.7
),
що зональність ця буває двох типів. В одному випадку зменшення
глиноземистому супроводжується зростанням хромистої мінералу. Відношення Fe2O3/FeO
при цьому трохи зменшується від 0,48 до 0,36, і склад шпінелі прагне
наблизитися до найбільш хромисті і найменш глиноземисті генераціям цього
мінералу в інтенсивно перекрісталлізованних ксенолітах з роговіковой текстурою
(табл.3
,
N6). Ступінь окислення заліза тут також порівняно невисока 0,40-0,47.
Це щодо "сухий" шлях вторинної перекристалізації
розглянутого мінералу. Другий тип зональності характеризується тим, що
зменшення глиноземистому шпінелі супроводжується падінням вмісту хрому і
значним зростанням ступеня окислення заліза від 0,39 до 0,95. Це
щодо "мокрий" шлях вторинної перекристалізації мінералу.
Тільки в цьому випадку склади шпінель ксенолітов наближаються до складам
подібних мінералів альпінотіпних гіпербазітов. Останні, щоправда, при цьому
мають ступінь окислення заліза не більше 0,2. Другий тип зональності
Авачинська шпінель, з тим же рівнем наростання ступеня окислення заліза,
характерний для всіх постінверсіонних шпінель, широко представлених серед
високомагнезіальних ксенолітов на вулкані Шивелуч, що зустрічаються на Харчинська
і Ключевське вулканах. Такий тип зональності звичайно спостерігається в шпінель при
падіння температури і збільшенні фугітівності кисню. Ця зональність може
бути первинною, що утворилася при зростанні шпінелі з розплаву, або бути
пов'язаної з процесами перекристалізації цього мінералу при мінливої
фізико-хімічної обстановці. Кілька слів варто сказати відносно
акцесорних шпінель, які були зустрінуті в одній з піроксенітових жив,
січних Авачинська Гарцбург (табл.3
,
N5).
Рис.7
За
порівнянні з "магматичними" шпінелі, що містять расплавние
включення, шпінелі з жили кілька збіднена Al2O3 і
характеризуються підвищеним ступенем окислення заліза (0,4-0,5), так само, як
і шпінелі гарцбургітов з роговіковой структурою (табл.3
,
N 6). Таким чином, жильні шпінелі досить схожі з тими генераціями
розглянутого мінералу, які зазнали "мокрий" шлях вторинної
перекристалізації.
Клінопіроксени.
Є також наскрізними мінералами майже у всіх типах включень. Зміст
його в залежності від типу породи коливається від поодиноких зерен до 99-100%. У
найбільш поширених серед магнезіальних різниць ксенолітов --
гарцбур
