Природа геохімічної зональності хрестом простягання
Камчатської острівної дуги
Чурікова Т., Дорендорф Ф., Вернер Г., Інститут вулканічної геології і геохімії
ДВО РАН, Росія, Геохімічний інститут Геттінгена, Німеччина
Макро -
і мікроелементи, а також ізотопи Sr, Nd, Pb, U, Th і O в породах і S, Cl і F в
расплавних включених були проаналізовані в лавах північного перетину
Камчатки, яке простягається на 220 км хрестом дуги від у фронтальній зони
(ВВФ) через Центральну Камчатська депресію (ЦКД) до серединної хребту (СГ).
Було випробувано 9 верхнеплейстоценових і голоценових стратовулканів і 2 великих
лавових поля розташованих у 110 до 400 км над поверхнею субдуціруемой
плити, що дозволило охарактеризувати просторові варіації порід, а так само
відносна кількість і склад субдукціонного флюїда, залученого до
магмогенезіс.
Типові
Камчатські островодужние базальти, нормалізовані до 6% MgO виявляють
збагачення лугами, LILE, LREE і HFSE від фронту до тилу дуги. При цьому Ba/Zr- і
Ce/Pb-стосунки приблизно постійні хрестом дуги, припускаючи близьку флюідную
добавку в мантійні джерела порід. La/Yb і Nb/Zr зростають від ВВФ до ЦКД і далі
до СГ. Порода ЦКД виявляють широкий спектр в 87Sr/86Sr
відношенні, яке варіює від 0,70334 to 0,70366, а також найвищі, але
постійні ізотопні відносини Nd, що корелює з найвищими по перетину
U/Th і 18О значеннями. Ізотопи Pb близькі до джерела MORB, трохи
зменшуючись від ВВФ до СГ. Все це припускає, що мантійних джерело під ВВФ і
ЦКД близький до N-MORB, однак збагачений (добавкою джерела типу OIB) під СГ.
Ступінь плавлення, оцінена по відношенню CaO6.0 і Na2O6.0,
зменшується від ВВФ до ЦКД і зберігається постійною в ЦКД і СГ.
S
і Cl в Камчатському лавах в основному контролюються процесами дегазації.
Збагачення ВВФ і ЦКД по Cl і S вказує на велику добавку флюїда в цих
зонах. Причиною високих F і F/Cl в расплавних включених СХ може бути
мантійних плавлення збагачених фтором фаз або добавка глибинних флюїдів.
Вступ
Плавлення
мантійних речовини під острівними дугами відбувається при взаємодії
мантійних клина з водонасиченому флюїдами, що відокремлює від субдуціруемой
океанічної плити [6,7 и др.]. Такі флюїди збагачені великими літофільнимі
елементами
(LILE, в т.ч. Cs, Rb, K, Ba, Pb) і легкими рідкоземельними
елементами
(LREE), але збіднена високозаряднимі (HFSE, в т.ч. Nb, Ta,
Zr, Hf) та важкими рідкоземельними елементами (HREE). Найбільш спірними
питаннями сьогодні є склад мантійних клина, склад і кількість
субдукціонного флюїда, а так само природа його взаємодії з мантією.
В
ряді робіт 19,22] c метою врахувати внесок флюідной компоненти в мантійних
джерело, використовувалися змісту несумісних рідкісних елементів в
примітивних островодужних вулканічних породах. Однак, проблеми в цих
розрахунках пов'язані з наявністю безлічі додаткових чинників, що впливають на
геохімічний склад породи. Найважливішими з них є: склад мантійних
джерела, різний ступінь його плавлення, вклад осадового матеріалу
субдуціруемой плити, субконтінентальной літосфери або корову порід. Вивчення
геохімічних варіацій хрестом дуги дає можливість визначити деякі з
цих факторів. Такі роботи були здійснені для Японської [26] і Курильської
[1] острівних дуг. Попередні спроби вивчення Камчатської дуги [3,15,29]
принесли досить суперечливі результати, обумовлені в основному
обмеженою кількістю даних.
Камчатський
півострів, що формує північну частину Курило-Камчатської дуги, є одним
вулканічно з найбільш активних регіонів землі і включає більше 200
четвертинних вулканів, 29 з яких активні до цього дня. Виключно висока
магмопродуктівность Камчатської дуги, наявність безлічі молодих та історичних
вивержень, а так само незвично високий відсоток магми основного складу,
практично не забруднених осадковим матеріалом [5,17], дозволяє досліджувати
відносно прості системи. Найбільш інтенсивно голоценових вулканічна
активність Камчатки проявлена на Ключевський групі вулканів, розташованої в
північній частині центральному-Камчатської депресії.
З
метою вивчення зміни геохімічних характеристик порід хрестом простягання
дуги та встановлення можливих причин цього розмаїття, нами була відібрана
представницька колекція зразків вулканічних порід уздовж
східно-західного перетину півострова на широті Ключевський групи (рис.1
),
яка аналізувалася на макро-і мікро елементи, ізотопи Sr, Nd, Pb, Th, U і
O, а також змісту летючих в їх расплавних включених.
Геологічна
становище досліджуваних об'єктів і відбір зразків.
Рис. 1
Камчатська дуга знаходиться в північно-західній
частини конвергентного зчленування Євроазіатської і Тихоокеанської плит, остання
з яких в даний час субдуцірует зі швидкістю 9 см на рік, тягнучи за
собою під Камчатку Імператорський підводних хребет. Сучасна конфігурація
плит під Камчаткою була сформована тільки в пізньому міоцені - ранньому
пліоцені. Найбільш активна фаза вулканізму відзначається в період з верхнього
плейстоцену по голоцен. Четвертинний вулканізм на Камчатці (рис.1
)
виявлений в трьох зонах, паралельних жолобу дуги, а так само основному її
простиранню: (1) Східний Вулканічний Фронт (ВВФ), (2) грабенообразная
Центральна Камчатська Депресія (ЦКД), що включає Ключевський групу вулканів і
(3) західна вулканічна зона серединного хребта (СГ). В даний час
північне закінчення вулканічної активності на Камчатці фіксується на вулкані
Шивелуч, що, ймовірно, пов'язано зі зміною геометрії кордону плит з С-СВ
конвергентного зчленування на Трансформаційний розлом СЗ-С простягання [4,33].
Глибина сейсмофокальной зони субдуціруемой плити зростає хрестом дуги від
100-140 км під ВВФ до 400 км під Ічінскім вулканом в СХ [14].
Глибинне
сейсмічне зондування [2] показало, що потужність земної кори на Камчатці
змінюється від 20 км до 42 км, зростаючи з півдня на північ. Хрестом простягання
дуги, на широті Ключевський групи вулканів, її потужність змінюється із заходу на
схід від 30 км під Серединний хребтом, збільшуючись під ЦКД до 40-42 км.
9
верхнеплейстоценових і голоценових стратовулканів і 2 лавових поля конусів
випробували вздовж 200-кілометрового траверса на півночі Камчатки від ВВФ
(Комарова, Гамчен, Шмідта, Кизим) через вулкани Ключевський групи в ЦКД
(Ключевський, Толбачік, Плоскі Сопки, Камінь) до СГ з моногенними центрами в
районах Ессо і Ахтанг і ізольованим Ічінскім вулканом. Зразки були відібрані
з особливою ретельністю, щоб уникнути будь-яких слідів вторинних змін.
Глибина сейсмофокальной зони і положення вулканів, на яких проводилося
випробування, показані на малюнку 1
.
Аналітичні методи
Всі
аналітичні роботи (крім 18О) вироблялися в геохімічному
інституті університету Гtттінген. Вмісту в породах макро - елементів і
деяких мікро елементів (Sc, V, Cr, Co, Ni, Zn, Ga, Sr, Zr, Ba) визначалися
рентгено-флюоресцентний аналізом (РФА). Аналітичні помилки для макро
елементів склали близько 1% (за винятком Fe, Na: 2% і ППП: ~ 10%) і для
мікро елементів близько 5%. Всі інші малі елементи визначалися методом
ICPMS. Помилки, які оцінені за стандартами JB3 і JA2, складають для Nb і Ta близько
15-20%, для інших рідкісних елементів менше 10%.
Ізотопи
Sr, Nd і Pb мірялися на мас-спектрометрі Finnigan MAT 262 RPQ II + з
використанням стандартів NBS987 (0.710245) для Sr, LaJolla (0.511847) для Nd і
NBS981 (рекомендовані значення по [31]) для Pb. Загальні помилки (2 
) склали
менше 0,004% для Sr і Nd і менш 0,1% для Pb. Ізотопи U і Th вимірювалися на
мас-спектрометрі Finnigan MAT 262 з приставкою RPQ 2 +. Виміряні ізотопні
відносини U і Th коректувалися на фракціонування щодо U-стандарту
"U-112" і Th-стандарту "Santa Cruz". Незважаючи на те, що
бланкові аналізи були нижче, ніж 0,3 ppb для U і 0,08 - 0,31 ppb для Th, загальна
помилка трохи завищена - близько 5%. Ізотопні відносини кисню в олівіну
були виміряні в університеті Карнегі, з використанням серії Synrad 48 CO2
лазера. Ізотопний склад кисню визначався на масах 32, 33 і 34 на мас-спектрометрі
Finnigan МАТ-252. Стандартний газ був відкалібрований за шкалою SMOW, використовуючи
NBS-28 (
18O = 9,60
). Зовнішня похибка методу менш ніж 0,2.
Макроелементи,
сірка, хлор і фтор, а також валентність сірки в расплавних негомогенізірованних
включених в олівіну і клінопіроксенах вимірювалися на Мікрозонд JEOL8900 WDS
зі стандартним набором синтетичних та природних стандартів.
Більше
детальний опис всіх методик можна знайти в [9,10,11,12].
Результати та обговорення
Макро-і мікроелементи
Рис. 2
Макро - і ряд мікроелементів визначені в 152
представницьких зразках перетину, в 72 з них було виміряно більш широкий
спектр рідкісних елементів.
Порода
ВВФ, включаючи вулкан Кизим, відносяться до середньо-калієвих серіям (рис.2
).
Деякі рідкісні низько-калієві толеітовие породи зустрічаються на вулканах
Гамчен і Шмідта. Найбільш високі лугу спостерігаються в породах СХ, лави
якого представлені середньо-високо-калієвими вапняно-лужними серіями.
Поблизу підстави стратовулкан Ічінскій були випробувані шлако-лавові
базальтові конуса, збагачені HFSE елементами з внутріплітнимі геохімічними
ознаками (т.зв. базальти внутріплітного типу - ТВП). При цьому сам стратовулкан
складний типово островодужной андезит - Дацит - ріолітовой серією. Більшість
порід ЦКД среднекаліевие вапняно-лужні. Деякі лави вулканів Плоскі
Сопки і Толбачік (в т.ч. Південний прорив 1975-76 рр..) Відносяться до високо-калієвих
серіями, природа яких вимагає спеціального розгляду, і в запропонованій
статті викладатися не буде.
Рис. 3
Розподілу рідкісних елементів на
спайдерограммах для ВВФ, ЦКД і СХ показані на рис.3
для порід з> 5% MgO. Всі породи мають типові островодужние ознаки з
різним збагаченням LILE і LREE і низькими HFSE. Винятком є
кілька моногенних конусів ТВП порід (див. нижче). Концентрації LILE і HFSE
зростають від фронту до тилу дуги. Порода ВВФ і ЦКД збіднена Nb і Ta в порівнянні
зі складом NMORB (north middle ocean ridge basalt). Цікавою особливістю
всіх вивчених порід Камчатки є низькі концентрації HREE, які
значно нижче, ніж у NMORB і не змінюються значуще у всіх трьох регіонах.
Базальт ТВП Ічінского вулкана збагачені більше, ніж островодужние породи
стратовулкан по LILE і LREE з підвищеними HFSE. Nb-Ta негативна аномалія в
породах СХ виражена значно слабкіше, ніж у островодужних породах
перетину.
Зважаючи
обмеженість обсягу публікації, всі первинні дані представлені на EPSL і
J. Pet. Online Background Dataset.
Корекція на фракційну кристалізацію
Рис. 4
Найбільш основні зразки в ВВФ, ЦКД і СХ
містять до 8.5%, 11.6%, і 9.2% MgO, відповідно. Однак очевидно, що
більшість зразків зазнали процес мінерального фракціонування і пряме
порівняння отриманих концентрацій мікроелементів в них неможливо. Щоб
зменшити цей ефект, ми спробували скорегувати первинні дані до
примітивним складам магми.
Рис. 5
З цією метою ми використовували метод, описаний
в [24]. Для кожного вулкана були побудовані залежності вмісту елементів від
MgO і розраховано зміст кожного елемента в точці перетину трендів з MgO
= 6%. Значення перетину лінії регресії з 6% MgO приймалося за
Скоригована значення для кожного елемента.
За
кореляція макроелементів з MgO (не показано), фракціонування плагіоклазу
починається, коли розплав збіднюється приблизно до 5% MgO. Тому в наших
розрахунках ліній регресії з наступною нормалізацією концентрацій елементів ми
використовували тільки зразки, в яких вміст MgO перевищував 5%.
Нормалізовані значення відзначені як 6,0.
Для
островодужной серії вулкана Ічінскій наші дані доповнені неопублікованими
даними О. Волинця (нині померлого; дані доступні на прохання), так само
залучені літературні джерела. Менше 5 зразків з> 5% MgO є для
вулканів Камінь (2), Гамчен (4), Ахтанг (3) та Шмідт (2). Для графіків
залежностей мікроелементів від MgO відносне відхилення від ліній регресій
склало близько 10-20%.
Варіації
макро-і мікроелементів хрестом простягання Камчатської дуги
Рис. 6
Планк і Лангмюр [24] припустили, що ступінь
плавлення мантійних клину залежить від потужності земної кори. Невеликі зміни
в потужності кори під Камчаткою (30 - 40 км) не достатні, щоб пояснити
що спостерігається значну різницю в розподілі рідкісних елементів в породах
перетину тільки цим ефектом.
Відстань
від глибоководного жолоба до вулкана і глибина до поверхні субдуціруемой
плити пов'язані безпосередньо. Загальновідомий положення фронтальних вулканічних зон
не менше ніж у 110-130 км над поверхнею субдуціруемой плити припускає,
що плавлення обумовлено флюїдами, звільняються з цієї плити в результаті
реакції дегідратації при досягненні певних температур і тисків [25,29 і
др.]. Тому в даній роботі при регіональному порівнянні порід ми використовували
глибину поверхні занурюється плити під вулканами [14]. На малюнках 4
, 5
, 6
показані діаграми залежності деяких макро-і мікроелементів, а так само їх
відносин від глибини занурюється плити.
Рис. 7
Базальт ТВП помічені на діаграмах
спеціальними символами. Більшість нормалізованих до MgO6.0 рідкісних
елементів, у т.ч. HFSE (Zr, Nb, Hf, Ta), LILE (Sr, Ba, Rb, Be, Pb, U, Th),
LREE, деякі макроелементи (K, Na) і багато відносини елементів (K/Na,
La/Yb, Sr/Y, Nb/Yb) виявляють позитивну кореляцію з глибиною
занурюється плити. Найкращі кореляції отримані для K2O, Ba, Sr і
Rb, для яких значення зростають більш ніж у два рази від фронту до тилу дуги.
Na2O, LREE і HFSE стрімко зростають від ВВФ до ЦКД, але помітно
слабкіше далі до СГ. При цьому Ti навіть знижується в лавах СГ у порівнянні з
породами ЦКД. Для Y і HREE немає значимих кореляцій, вони залишаються постійними від
фронту до тилу дуги. Ці результати можна порівняти з аналогічними дослідженнями з
Курильської [1] та Японської [26] вулканічних дуг.
Базальт
ТВП серединного хребта відрізняються за низкою елементів від островодужних трендів,
виділених затіненим полем на малюнках 4
, 5
, 6
.
На відміну від Ічінского стратовулкан, вони мають високі концентрації Na2O,
TiO2, P2O5 і всіх HFSE і REE, і збіднена по
SiO2 і Pb. HFSE і LREE в цих породах значно вище, ніж у всіх
зразках перетину. Для цих породи так само типові високі Ce/Pb, La/Yb і
низькі U/Th і Ba/Nb відносини.
Рис. 8
Нормовані до 6% MgO відносини U/Th в усіх
породах Камчатки вище, ніж у NMORB і варіюють від 0,41 до 0,58 в ВВФ, від 0,57
до 0,71 в ЦКД і від 0,38 до 0,64 в породах СХ. Виключенням серед порід ЦКД
є зразок 2310 з вулкана Камінь, в якому первинне U/Th ставлення
досягає 0,79. Це найвище відоме U/Th ставлення в примітивних базальтах
Камчатки. Поряд з цим, породи вулкана Камінь характеризується найнижчими
LILE і LREE та найвищими HREE в порівнянні з іншими вулканічними серіями
ЦКД (рис.6
Д,
9).
Sr-,
Nd-, і Pb-ізотопи
Sr-,
Nd-і Pb-ізотопні дані для порід перетину наведені на рис.7
і 8
.
Фігуративні точки лягають досить близько до області MORB. Маючи
представницьку колекцію зразків, ми можемо ідентифікувати всередині
Камчатського поля більш дрібні структури, характерні для кожного регіону. У
цілому спостерігається зростання 87Sr/86Sr і 143Nd/144Nd
відносиий від ВВФ до ЦКД і подальше їх спадання від ЦКД до СГ (рис.7
і 8
).
Поля точок ВВФ і СХ дуже близькі на Sr-Nd діаграмі, за винятком двох
зразків з вулкана Комарова, що мають підвищені значення 87Sr/86Sr.
Спостерігається широкий діапазон значень по Nd ізотопів для ВВФ і СХ, в той час,
як Sr ізотопні відносини близькі. Найвище збагачення по 87Sr в
межах ЦКД знайдено для лав Ключевського вулкана, де відношення 87Sr/86Sr
досягає 0.70366.
За
Pb ізотопної систематиці лави ЦКД менш радіогенние, ніж породи ВВФ, але близькі
до поля СГ (рис.7
В). Порода ТВП ідентичні з іншими лавами СХ. Для порівняння, на рис.8
показані дані для вулкана Бакенінг (ВВФ, 200 км на південь від перетину, [12]).
Ці породи ще менш радіогенни по Sr при порівнянних значеннях Nd і Pb ізотопів.
Дослідження клінопіроксенов (попередньо очищених) з мантійних ксенолітов
Камчатки (неопубліковані дані) показало, що за Nd ізотопів мантійні
ксеноліти близькі вулканічних порід, але за Sr відносин розкид точок ще
ширший.
Ізотопи
кисню
Докладно
ізотопна систематика кисню в породах Ключевського вулкана викладена в [11].
Тому тут ми лише підкреслимо найбільш важливі результати.
ізотопні
відносини кисню в поодиноких зернах олівінів з різних порід Камчатського
перетину змінюються від 5,6 до 7,4. Максимальні значення відзначені для
вулканів Ключевський групи. Значення ізотопів кисню в розплавах Ключевського
вулкана розраховувалися як середнє 18O
в олівін з урахуванням ефекту фракціонування олівін-розплав при 1100-1200o.
Діапазон значень (6,2-7,5) виявився явно ширше, а значення вище, ніж для
типових мантійних розплавів [11].
Рис. 9
Встановлено позитивні кореляції 18O
зі ставленням 87Sr/86Sr (рис.8
),
причому лави історичних вивержень мають тенденцію до підвищених значень
обох відносин у порівнянні з більш ранніми голоценових виверженнями.
Встановлено позитивні кореляції між 18O
і Cs, Li, Sr, Ba, Rb, Pb, Th, U, LREE і K, тобто з рухливими під флюїди
елементами, а так само з відносинами K2O/Na2O, Ba/Zr і
La/Yb. Негативна кореляція 18O
була знайдена з U/Th ставленням, однак кореляції з рухомими в розплаві Al та
HFSE відсутні.
U-Th
систематика
Найкращі
низькі значення U/Th елементних відносин (0,35 - 0,6) спостерігаються в породах СХ
за винятком декількох точок з більш високими відмітками, а найвищі - в
породах ЦКД (0,5 - 0,9). У породах ВВФ це відношення змінюється від 0,45 до 0,75.
U-Th ізотопна систематика представлена на діаграмі (230Th/232Th) - (238U/232Th)
(мал. 9
).
На графіку очевидні ті ж закономірності: найменші значення типові для порід
СХ, породи ВВФ мають середні значення і лави ЦКД характеризуються найвищими
ізотопними відносинами, досягаючи значень 2,29 для (238U/232Th)
і 2,15 для (230Th/232Th) в породах вулкана Камінь.
Значне
238U-230Th ізотопної нерівновагу з відносним
збагаченням U над Th, типове для ряду острівних дуг й інтерпретовані як
результат добавки відносно молодого (5% MgO,
можна зменшити вплив процесу фракціонування на геохімічне різноманітність
отриманих розплавів. Проте, залишається ще ряд причин, що впливають на
геохімічну неоднорідність лав: (1) різноманітність мантійних джерел, (2)
збагачення мантійних клина водним субдукціонним флюїдом, (3) добавка
осадового матеріалу в мантійних джерело і (4) різний ступінь плавлення
мантійних речовини при русі від фронту до тилу дуги.
Використовуючи
Pb і Be ізотопні дані, Керстінг і Аркулюс [17,5] довели, що добавка
осадового матеріалу незначна у формуванні Камчатський магми. Крім того,
варіації ізотопних відносин Sr і O в лавах Ключевського вулкана, вказують на
те, що флюїд, що є спусковим гачком початку плавлення речовини верхньої
мантії, формується в основному в зміненої океанічної корі [11].
Процес
плавлення
Рис.11
Зменшення ступеня плавлення Ol-Opx-Cpx
мантії, призведе до збагачення розплаву по несумісним елементів. Залишковий
гранат в мантії може сильно впливати на HREE і Y, утримуючи ці елементи в
розплаві на низькому рівні до моменту його повного зникнення. Низькі значення
La/Yb відносини (1,83 - 10,28), відсутність збагачення 230Th над 238U
і низькі концентрації важких REE (6-15 разів вище хондрітових значень),
вказують на відсутність значних кількостей остаточного граната в мантійних
джерелах порід Камчатки.
Планк
і Лангмюр [24] показали, що ступінь плавлення під активними острівними дугами
залежить від потужності мантійних клина і виражена в негативній кореляції
між Ca6, 0 і Na6, 0 від фронту дуги до тилу. Причина такої
кореляції в тому, що Ca утримується клінопіроксеном в мантії, а Na - ні. У
випадку Камчатського перетину такий тренд має бути очевидним, оскільки
глибина сейсмофокальной зони збільшує в 4 рази від ВВФ до СГ. Це ми і
спостерігаємо на діаграмі CaO6, 0 - Na2O6, 0 (рис.11
A),
де наші дані повністю збігаються з трендом [24]. (Na2O/CaO) 6,0
прогресивно зростає від ВВФ до ЦКД і далі залишається постійним до СГ (рис.11
Б).
Найвищі значення Na6, 0 знайдені в породах ТВП, що свідчить
на користь низьких ступенів плавлення мантії у походженні цих порід. Слідуючи розрахунками
[24], породи ВВФ мають найвищий ступінь плавлення - 20%. Більш низький ступінь
плавлення (9-12%) типова для лав ЦКД і СГ. Подібні оцінки були отримані і при
порівняння різних груп несумісних мікроелементів [9]. Відсутність залежності
ступеня плавлення від глибини занурення океанічної плити між ЦКД і СХ можна
пояснити в рамках двохстадійної моделі Пірса і Паркінсона [23]. На першій
стадії плавлення ініціюється надходженням флюїда в мантію, що може бути
особливо важливо для нашого З-У перетину у зв'язку з вивільненням великих
обсягів флюїда при субдукції підводного Імператорського хребта під Камчатку.
Друга стадія є результатом декомпрессионного плавлення при зменшенні
щільності обводненій мантії і процесу внутрідугового спредінга, проявленого
в даний час в ЦКД.
Варіації
у складі мантійних джерела до додавання флюїда
Рис. 12
За Nb/Yb відношенню (рис.6
В)
лави ВВФ і ЦКД близькі джерела MORB. Породи ж СХ мають підвищені значення
Nb/Yb, які різко зростають у ВПС лавах. Така поведінка спостерігається і
для Nb/Zr відносини, відкидаючи гіпотезу остаточного граната (див. також вище).
Ці ознаки однозначно свідчать про те, що мантія під СГ збагачена.
Діаграма
Th/Yb - Ta/Yb використовувалася Пірсом [22] для виявлення між збагаченим і
збідненим джерелами в примітивних острівних базальтах (рис.12
).
Варіації складу мантійних джерела повинні виражатися в зміні обох
відносин. Зразки ВВФ і ЦКД потрапляють в область океанічних острівних дуг,
перебуваючи на кордоні толеітового і вапняно-лужного полів. Лави СХ формує
вузьке поле, що тягнеться від океанічних дуг до збагачення мантійних
компоненту. Розташування всіх фігуративні точок Камчатський лав (включаючи
зразки ТВП) над полем мантійних "стрілки" викликано флюідной добавкою
Th при постійному Yb, припускаючи добавку флюїда до різних (від збідненого до
злегка збагаченого) мантійних джерел. Ближче положення лав ТВП СХ до
полю мантійних значень вказує на менший вплив в них флюїда.
Дві
причини можуть пояснити що спостерігається збагачення мантійних джерела СХ по HFSE:
наявність джерела типу OIB (базальт океанічних островів), або вплив
глибинного флюїда. Під СХ флюїди відокремлюються від плити при більш високих
PT-умовах, при яких багато фази, що несуть HFSE, стають не стійкі.
Такі флюїди містять більше кількість розчинених речовин, що розширює їх
можливість перенесення HFSE [7]. Склад флюїда, який збагачує базальти задугових
басейнів [27] збагачений по Y, але має Ta/Y ставлення тільки вдвічі вище, ніж у
джерелі NMORB. Імовірно, таку ж поведінку і для Nb/Yb відносини,
оскільки Nb і Yb ведуть себе аналогічно Ta і Y в мантії. Тому, важко
пояснити збагачення ТВП базальтів по Nb/Yb (в 10 разів вище значень NMORB)
тільки добавкою водного флюїда.
На
малюнку 8
всередині поля ізотопних даних Камчатки виділяється три тренда, що припускає
участь трьох компонентів у генезі порід. Від поля MORB, що характеризується 87Sr/86Sr
<0.7031 і 143Nd/144Nd 
0.5131,
один тренд спрямований до більш високих відносин 87Sr/86Sr
при незмінному 143Nd/144Nd. Флюїд, відокремлюється від плити,
має такі очікувані відносини [11]. Другий тренд, сформований в основному
лавами СХ, йде з пониженням неодімових ізотопних відносин при збільшенні
стронцієвих. Такий тренд, ймовірно, є результатом змішання з збагаченим
мантійних компонентом, що узгоджується з нашою інтерпретацією про наявність
компонента типу OIB в тиловій частині дуги.
Порода
ВВФ формують поле між двома згаданими трендами. Низькі концентрації HFSE в
лавах ВВФ свідчать про відсутність компонента типу OIB в їх джерелі.
Падінню Nd-ізотопних відносин супроводжують підвищені значення ізотопів Pb (рис.7
В)
і збагачення порід за Th/Nb елементному відношенню. Керстінг і Аркулюс [17] показали,
що тихоокеанські опади близько Камчатки збагачені по Pb-і збіднена по
Nd-ізотопів. Згідно з нашими даними, у походженні деяких порід ВВФ можна
допустити мала кількість (
1.7)) відносин, 18О ,
деяких халькофільних елементів і бору [18] в породах ЦКД, а також сірки в
расплавних включених і присутність сірки як S6 +, свідчать про
підвищеної флюідной добавку в цьому регіоні. Як було показано раніше [11],
флюїди, збагачені 18О
і 87Sr/86Sr, відокремлюються від зміненої океанічної кори
під Камчаткою і багаторазово фільтруються через мантійних клин, метасоматізіруя
його і збагачуючи важкими ізотопами. Логічно припустити, що джерелом
більшого обсягу таких флюїдів може бути Імператорський підводний хребет,
субдуцірущій в районі північного перетину під Камчатку.
Однак
флюідная добавка в мантійні джерела ВВФ і ЦКД не обов'язково відбувалася у
даний час. U-Th ізотопні значення в породах ВВФ і СХ лежать на лінії
рівноваги, свідчать про те, що флюїд міг відокремитися від плити більше 350
тис. років тому (час врівноваження ізотопів). Слабке нерівновагу ((238U/230Th)
= 1,0-1,15) можна спостерігати тільки для деяких вулканів Ключевський групи, і
за розрахунковими даними вік цього флюідного збагачення не менш 130 тис. років (мал. 9
).
Різні
моделі існують щодо мінерального складу і ступеня дегідратації
субдуціруемой плити [8,25,23], тобто параметрів, які впливають на склад флюїда.
Джерелом Rb, K, Ba і Sr у магма може бути амфібол, що утримує ці
елементи до глибин 60-70 км. Руйнування фенгіта супроводжується сильним
привносимо Rb в мантію і негайним пониженням K/Rb відносини. Це відношення
змінно в лавах ВВФ (300-600) і ЦКД (400-600) але практично постійно в
островодужних лавах СХ (460-520), трохи більше підвищуються в породах ТВП (~ 600). Таким
чином, ефект фенгіта не спостерігається в мантійних джерелах Камчатки (в
відміну від [30]). Сильне збільшення LREE і La/Yb відносини (при постійному Yb)
від фронту дуги до тилу може бути результатом дегідратації лавсоніта [8,32],
який, згідно з експериментальних робіт, може бути стійким до 10 GPa [25]
і значно впливати на склад порід СХ.
Нолл
та ін [2] показали, що породи фронтальних зон острівних дуг збагачені, в
відміну від тилових зон, деякими халькофільнимі елементами (As, Sb), бором і
цезієм, що зумовлено високою рухливістю цих елементів у флюїди. As і Sb
мають високі концентрації в лавах ВВФ і ЦКД, але в зразках СХ порівнянні з NMORB
[18]. Зменшення концентрацій Cs, As і Sb на Ce-нормованих діаграмах хрестом
простягання дуги пояснюється збіднінням субдуціруемой плити з цих елементів
на ранніх стадіях дегідратації. Збагачення расплавних включень з порід ВВФ і
ЦКД по S і Cl так само підтверджує висновок про значну роль флюїда в джерелі
цих порід.
Магмообразованіе
хрестом простягання Камчатської дуги
Рис. 13
Ми показали, що: (1) різні джерела
залучені до формування магми Камчатської дуги; (2) збагачений компонент типу
OIB спостерігається в мантійних джерелі тиловій частині, (3) субдуговая мантія
подібна або злегка збіднена в порівнянні з джерелом NMORB; (4) загальний привнось
флюідной компоненти в мантійні джерела змінюється незначно хрестом дуги.
Малюнок 13
підсумовує наші результати і ілюструє модель формування Камчатського
дугового вулканізму. Глибина субдуціруемой під Камчатку плити збільшується від
100 км під ВВФ до 200 км під ЦКД і далі на захід, досягаючи 400 км під СГ.
Специфіка розміщення ЦКД полягає в її розташуванні над потрійним зчленуванням
плит, де Тихоокеанська плита субдуцірует під Євроазіатський, формуючи
внутрідуговой рифт.
Ступінь
плавлення хрестом Камчатської дуги змінюється від 9-12% (для СХ і ЦКД) до 20%
(для ВВФ), що узгоджується з опублікованими даними для інших вулканічних
дуг. Ймовірно, висока ступінь плавлення в ВВФ викликана великою кількістю
водного флюїда, що вивільняється з субдуціруемой плити на першій ступені її
зневоднення. Субдукції Гавайського Імператорського підводного хребта в цьому
районі може відігравати важливу роль у формуванні такого флюїда. Плавлення в зоні
ЦКД суворо обумовлене двома факторами: дегідратацією плити, і сходженням
мантійних потоків у результаті всередині - дугового ріфтогенеза. Плавлення в СГ
також зобов'язана вивільненню флюїда при глибинної дегідратації плити, але в
менших обсягах, ніж в інших зонах.
Вище
було показано, що загальний внесок флюідной складової у джерела Камчатський лав
досить однорідний хрестом простягання дуги. Це, однак, не обов'язково
має на увазі однаковий потік флюїда у всіх трьох вулканічних зонах
Камчатки. Однакові вмісту мікроелементів можуть бути отримані двома
шляхами: (1) однаковою кількістю однакового за складом флюїда або (2)
різною кількістю флюїда з різним вмістом мікроелементів. У результаті
високих PT умов і розкладання високотемпературних мінералів, глибинні
флюїди під СХ, будуть, імовірно, більш збагачені несумісними елементами. Бюре
і Кепплер [8] показали, що флюїди, отримані при дегідратації амфібол будуть
переважно водними та нізкокремністие, але збагачені LILE і, можливо,
хлоридами. Такі флюїди високоподвіжни, формуючи великі обсяги розплаву, як
ми і спостерігаємо в ВВФ і ЦКД. На відміну від них, глибинні флюїди (більше 100 км),
утворені при розпаді лавсоніта та інших високотемпературних мінералів,
будуть збіднена водою, але збагачені кремнієм і, ймовірно, можуть переносити
деякі кількості HFSE. Такі флюїди більш в'язкі і менш рухливі. Високі
F і F/Cl в расплавних включених з лав і ксенолітов СХ вказують, що в
відміну від ВВФ і ЦКД, мантійних джерело в тиловій частині збагачений фтором, що
може бути результатом плавлення насичених фтором фаз (наприклад, флогопіту),
або збагачення глибинного флюїда цим елементом. Оскільки глибина
субдуціруемой плити змінюється від ВВФ до СГ в 4 рази, роль халькофільних елементи
у флюїди значно варіює хрестом дуги [18], відносини B/La, B/Nb, B/Be, і
B/Zr стрімко зменшуються від фронту дуги до тилу від значень 5, 12, 55, і
0,25 (EVF) до менш, ніж 0,5, 1,0, 10, і 0,05, відповідно [18], а розплави
СХ збагачені фтором, ми схильні дотримуватися другого сценарію. Ми вважаємо,
що в той час, як плавлення в ВВФ ініціюється великою кількістю
щодо бідного мікроелементами флюїда, плавл?? ня під СГ викликано меншим
кількістю більше збагаченого флюїда.
Район
ЦКД характеризується найвищою продуктивністю магми на Камчатці. Ймовірно, це
пов'язане з внутрідуговим рифтингу і висхідними мантійних потоками в цій
області. Незважаючи на те, що ступінь плавлення в цьому регіоні не дуже висока
(близько 12%), завдяки масивної декомпресії під рифтової зоною, великий обсяг
мантійних речовини міг залучатися до плавлення. Ймовірно, висока
магмопродуктівность ЦКД викликана поєднанням двох процесів: (1) внутрідуговим
рифтингу з подальшим сходженням мантійних мас і декомпресійним
плавленням і (2) рясним флюідним потоком, що відокремлює від субдуціруемого під
Камчатку Імператорського підводного хребта.
Висновки
1.
Розподіл макро-і мікроелементів в породах північного Камчатського
перетину типово островодужное. Систематичні варіації від вулканічного
фронту на вулкані Комарова до тиловій частині дуги на вулкані Ічінскій впевнено
вказують на наявність однієї зони субдукції в даний час на Камчатці.
2.
Видимий геохімічна зональність зумовлена трьома головними факторами: (1)
різною мірою збідненими або збагаченими мантійних джерелами; (2)
змінними ступенями плавлення мантії і (3) складом флюїда, відокремленого від
субдуціруемой плити.
3.
У порівнянні з джерелом NMORB, мантія під Камчаткою збіднена в різному ступені:
від злегка збідненій в районі ВВФ і ЦКД до істотно збагаченої в СГ.
4.
Мантійних джерело під СГ збагачений компонентом типу OIB, причому в меншій
мірою це виявлено в островодужних лавах вулканів СХ, але відіграє помітну
роль у формуванні шлако-лавових конусів (ВПТ-лави).
5.
Згідно з розподілом рідкісних елементів, загальна добавка субдукціоного флюідного
компонента приблизно однакова в породах всіх трьох зон дуги. Однак, утримання
халькофільних елементів і бору в лавах, а так само фтору в расплавних включених
варіюють хрестом дуги, що передбачає різноманітний склад флюїда під Камчаткою.
6.
Величина і швидкість виробництва магми залежать від інтенсивності флюідного
потоку та глибинної геодинаміки мантійних клина, помітно зростаючи в зонах
розтягування.
Автори
вкрай вдячні А. Колоскова, Г. Флерова, О. Волинцю, К. Ойстерхуз, П. плечова і
А. Максимову за продуктивне обговорення матеріалу і допомогу впродовж польових
робіт. Ця робота була підтримана проектами DFG Wo362/15-1 2, INTAS No.
94-3129, грантами DFG-РФФМ No. 98-05-04103 та 00-0504000 і фондом Фольксвагена.
Список літератури
Авдейко
Г.П., Антонов А.Ю., Волинець О.Н., Цвєтков А.А.. Підводний вулканізм і
зональність Курильської острівної дуги. Москва: Наука, 1993. 528 с.
Балеста,
С.Т.. Будова земної кори і магматичні вогнища галузей сучасного
вулканізму Камчатки// Діючі вулкани Камчатки. М.: Наука, 1991. С.36-45.
Волинець
О.Н., Успенський В.С., Аношин Г.М., Валов М.Г., Патока М.Г., Пузанков Ю.М.,
Ананьїв В.В., Шіпіцин Ю.Г.. Еволюція геодинамічного режиму магмообразованія
на Східній Камчатці в пізньому кайнозої (по геохімічним даними)//
Вулканологія і сейсмологія. 1990. N 5. С.14-27.
Горельчік
В.І., Гарбузова В.Г., Дрознін Д.В., Левина В.І., Фірстов П.П., Чубарова О.С.,
Широков В.А.. Вулкан Шивелуч: глибинне будова і прогноз виверження за даними
детальної сейсмічності 1962-1994 рр..// Вулканологія і сейсмологія. 1996. . N
4-5. С.54-76.
Цвєтков
А.А., Гладков Н.Г. , Волинець О.Н.. Проблема су
