В ОД широко распространены серии нормальной щёлочности: толеитовые, известково-щелочные, реже бонинитовые, субщелочные и щелочные (щёлочно-оливин-базальтовые, трахибазальт-комендитовые и шошонит-латитовые). Типоморфными сериями являются известково-щелочная и бонинитовая. Бонинитовая серия известна только в островных дугах.

Петрография. Для большинства вулканических пород островных дуг харак­терны порфировые структуры с несколькими парагенезисами вкрапленни­ков и обилие родственных включений. Наиболее распространенными минералами вкрапленников являются плагиоклаз и клинопироксен. В базальтах всех типов серий (за исключением бонинитовой) присутствуют меланократовые и лейкократовые разности, различающиеся количествен­ными соотношениями минералов. Основная масса варьирует по содержа­нию стекла от стекловатых и гиалопилитовых структур до андезитовых и микрокристаллических (рис.3.6). Спилитовые, метельчатые, вариолитовые структуры, широко развитые в океанических породах, очень редки. Вул­канические серии островных дуг также более дифференцированы, и мно­гие из них, помимо базальтов, включают обильные дифференциаты, вплоть до кислых пород.

Толеитовые серии наиболее просты по минеральному составу, но отличающиеся от аналогичных серий других геоструктур. По сравнению с примитивными толеитами СОХ они, помимо преоблада­ющих базальтов, содержат железистые (толеитовые) андезибазальты и ан­дезиты и подчиненные им количественно более кислые породы, преиму­щественно дациты. Они также чаще содержат вкрапленники, но менее обильные, чем в других сериях ОД. В базальтах и андезибазальтах они представлены плагиоклазом (An_95-50), авгитом (Fs_15-35), пижонитом (Fs_35-40) и реже гиперстеном близкой железистости, при подчиненной роли оливина (Fa_15-42) и титаномагнетита (Usp<12%). Во включениях темноцветных минералов установлен хромистый магнетит. Основная масса сложена пла­гиоклазом, авгитом, пижонитом и титаномагнетитом (Sp до 53%). Наличие высококальциевых резорбированных зерен плагиоклаза (Аn_95-80), оливина (Fo_93-90) с обычной для мантийных пород примесью NiO, до 0,35%, неравновесных вмещающим их расплавам, могут быть объяснен явлениями смешения в разной степени раскристаллизованных расплавов первичными магмами. Высокий уровень примеси железа в плагиоклазе (до 0,9%) отражает толеитовый тренд дифференциации. Возрастные и объемные соотношения лейкократовых (плагиопорфировых) и меланократовых базальтов варьируют, однако объемы первых, как правило, преобладают.

В известково-щелочных сериях возрастает роль андезитов и андезибазальтов, меньшую роль играют базальты. Объемы дацитов и риолитов составляют от нескольких до десятка процентов общего объема серий. До 90% базальтов и андезибазальтов обладают обильно-порфировыми структурами в которых объём вкрапленников составляет 40-45%. В андезитах, дацитах и риолитах объём вкрапленников закономерно уменьшаются в связи с гравитационной отсадкой ранних минералов, образующих кумулятивные разности. В том же направлении увеличивается содержание гломеровых сростков и родственных меланократовых включений. Основная масса содержит больше стекла, чем в породах толеитовых серий, а текстуры менее пористы, что связано с ранней дега­зацией расплавов. Наличие разновозрастных парагенезисов вкрапленников, вариабель­ность их состава, появле­ние минералов, свойстве­нных основным по­родам, в более кислых, приводит к усложнению минерального состава по сравнению с толеитовыми сериями. В отличие от последних, где гидроксилсодержащие минералы отсутствуют, выделяются парагенезисы как без гидроксилсодержащих ми­нералов, так и с ними. Первые преобладают. Па­рагенезисы вкрапленни­ков в них состоят из пла­гиоклаза, двух пироксенов, ромбического и мо­ноклинного, титаномагнетита и оливина в наибо­лее основных разностях Во вторых к ним присоединяются роговая обманка и реже биотит. Наиболее распространен плагиоклаз, представленный несколькими генерациями с большим разнообразием состава и морфологии зерен, что особенно характерно для андезитов и более кислых дифференциатов. В них широко развиты явления резорбции и "ситовидным" обликом ранних зерен, с различными типами зональности (прямой, обратной, осциллярной), с образованием сложных кристаллов и нарастанием друг на друга минералов разных генераций. Оливины обладают большим разбросом по железистости (Fa_8-35). Ранние, самые магнезиальные оливины и кальцие­вые плагиоклазы, представленные резорбированными зернами, микровк­лючениями, судя по их морфологии и неравновесности по отношению к расплаву, являются ксенокристаллами.

Среди пироксенов преобладают авгит (Fs_9-30) и железистые бронзиты и гиперстены (Fs_15-30). Некоторые пироксены характеризуются повышен­ными содержаниями алюминия, что обусловлено дефицитом щелочей при избытке алюминия или возрастанием скорости кристаллизации в поздних генерациях. Редкое присутствие в основной массе пижонитов и субкальциевых авгитов говорит о не вполне корректном разделении островодужных серий на пижонитовые и гиперстеновые, предложенном X. Куно. Шпинелиды варьируют от хромистых и низкотита­нистых (Usp<10) с высоким содержанием алюминия и магния во включени­ях минералов к титаномагнетитам в основной массе (Usp₅₀). Роговая об­манка относится к ряду паргасит-феррогастингсит. Помимо наиболее рас­пространенной поздней роговой обманки, замещающей пироксен, в анде­зитах встречается ранняя приликвидусная роговая обманка, опацитизированная и подвергшаяся резорбции или замещенная агрегатом безводных минералов - пироксенов, плагиоклаза и магнетита, что свидетельствует о кристаллизации этого минерала при высоком общем и водном давлениях.

В андезитах и кислых породах широко распространены неравновес­ные парагенезисы (например, оливин и кварц, ксеногенные плагиоклазы), более часто встречаются гидроксилсодержащие минералы (роговая об­манка и биотит), гетеротакситовые текстуры и родственные включения. Во вкрапленниках присутствуют стекловатые включения различного сос­тава от базальтов до дацитов. Редкие глобулярные текстуры, обычно с более кислым составом глобулей по сравнению с матрицей, преимущественно в дацитах и риолитах, рассматриваются как ликвационные, образующиеся на конечных стадиях эволюции. Аномально высокие содержания анортитовой составляющей в мик­ролитах плагиоклаза (Аn_65-82) кислых пород по сравнению с вкрапленни­ками (Аn_40-50) сосуществующих с высококремнистым стеклом (SiO₂ = 80-91%), могут быть объяснены повышением химического потенциала калия на поздних стадиях кристаллизации. Порядок кристаллизации главyых минералов отличается от такового в толеитовых сериях большим раз-нообразием. При повсеместно более раннем оливине плагиоклаз и пироксены меняются местами в зависимости от степени лейкократовости или меланократовости породы и содержания летучих компонентов. Ранняя кристаллизация магнетита несколько опережает кристаллизацию пироксенов.

Итак, главные особенности минерального состава и структур пород известково-щелочных серий, в отличие от толеитовых, свидетельствуют о повышенном содержании летучих компонентов и высокой окисленности расплава (гидроксилсодержащие минералы, ранняя кристаллизация магне­тита и в связи с этим более низкая железистость темноцветных), о наличии смешения расплавов, о контаминации и гибридизме (сложная история кристаллизации, фиксируемая несколькими парагенезисами вкрапленни­ков, явления обратной зональности в плагиоклазе и темноцветных мине­ралах, двупироксеновые ассоциации, ксенокристы).

Бонинитовые серии включают в себя породы от коматитовых базальтов и коматиитов до марианитов, бонинитов и дацитов. Они характеризуются отсутствием плагиоклаза во вкрапленниках, появля­ющегося лишь в дацитовых дифференциатах. Переходными между бонинитами и известково-щелочными сериями являются высокомагнезиальные андезиты, содержащие плагиоклаз в основной массе. Структуры бонинитов и марианитов меняются от афировых до обильно-порфировых с неско­лькими парагенезисами вкрапленников объемом до 50%. Среди минералов преобладают пироксены. Выделяются орто- и клинопироксеновые парагенезисы. В первом парагенезисе встречаются клиноэнстатит, весьма редкий в земных породах, в подчиненном количестве отмечаются пижо­нит и кальциевый авгит, ограниченно оливин и магнезиохромит, с поряд­ком кристаллизации оливин ® ортопироксен ® клинопироксен. В основной массе клинопироксенового парагенезиса возможно присутствие редких плагиоклаза и амфибола. Структуры основной массы часто закалочные, игольчато-микролитовые, с наличием сноповидных и метельчатых (см. рис. 3.6) агрегатов, напоминающие спинифекс.

Все минералы высокомагнезиальны: относительно кислые (57-бб% SiO₂ и 1-2% MgO) закалочные стекла бонинитов неравновесны вкрапле­нникам. В бонинитах о. Чичима на Бонинских островах оливины зональны (Fa_9-10 в центре до Fa_11-12 в краевых частях). Среди пироксенов самыми ранними и богатыми магнием являются клиноэнстатиты (Fs_9-12), затем бронзиты и гиперстены (Fs_10-27). Последними кристаллизуются клинопироксены - авгиты, которые встречаются в микровкрапленниках (Fs_8-15) и в основной массе (Fs_8-15), где они содержат до 12% Al₂O₃, что свидетельствует о закалочной кристаллизации последних. Хромшпинелиды характеризуются относительно высоким отношением Fe³⁺/Сг+Al+Fe²⁺ (>0,1), что говорит о кристаллизации при высоких значениях SiO₂. Во вкрапленниках и в основной массе присутствуют многочисленные включения низкоплотного водного флюида. Неравновесность магнезиальных вкрапленников и кислого стекла позволяет предположить их гибридное происхождение. Высокомагнезиальные андезиты отличаются от бонинитов наличием плагиоклаза в основной массе и отсутствие клиноэнстатита.

Среди разнообразных по составу субщелочных и щелочных серий наиболее распространены серии субщелочных оливиновых базальтов и трахибазальт-трахиандезит-трахит-комендитовая и шошонит-латитовая. Первые две обладают калиево-натриевой спецификой, последняя - калиевой. Минеральный состав их весьма разнообразен. Помимо оливина, плагиок­лаза и клинопироксена в ассоциациях вкрапленников могут присутство­вать калиевый полевой шпат, амфибол (керсутит, гастингсит, баркевикит), флогопит, а также рудные минералы - от хромита во вкрапленниках до бесхромистого титаномагнетита в основной массе.

В отличие от вулканитов нормальной щелочности плагиоклазы в них менее кальциевые, практически отсутствует ортопироксен, клинопироксены отличаются повышенным содержанием кальция и титана, эволюционируя в сторону салита и фассаита, а в кислых дифференциатах появляют­ся феррогеденбергиты и эгирины. Значительно более разнообразен набор акцессориев, особенно в кислых разностях, куда помимо магнетита входят апатит, циркон, сфен и редко альмандиновый гранат. В основной массе ще­лочных базальтов Камчатки были обнаружены нефелин и лейцит.

Во вкрапленниках калиевых шошонитовых серий, помимо низкокаль­циевого (Аn_55-50) плагиоклаза, присутствуют диопсид-салит и редкий желе­зистый оливин. Основная масса сложена плагиоклазом, анортоклазом, биотитом, магнетитом, цеолитами, анальцимом.

Химический состав

Отличия островодужных базальтов нор­мальной щелочности от океанических хорошо видны на тройной диа­грамме базальтовой системы Срх-Ol-Pl. Фигуративные точки всех серий базальтов ОД образуют обо­собленные ареалы по сравнению с океаническими (см. рис. 2.12). При этом базальты энсиматических дуг, где развиты преимущественно толеитовые серии, расположены ближе к полю океанических базальтов, при­ближаясь к сухой котектике Ol-Pl, а известково-щелочные базальты энсиалических дуг сдвинуты в сторону котектики Ol-Срх и псевдотройной водной эвтектики Ol-Срх-Pl. "Водные условия", вследствие которых повышается степень окисленности магм, хорошо подтверждаются петрографическими особенностями, в частности ранней кристаллизацией оксидов железа. Кроме того, повышенные содержания воды в магме, как это явствует из смещения состава эвтектики, являются, наряду с кристаллизационной дифференциацией, одной из причин высо­кой глиноземистости пород.

На основании корреляции между составом расплава и давлением, глу­бины обособления магм к началу кристаллизации оцениваются от 25-30 км (толеитовые магмы) до 40-60 км (известково-щелочные магмы) (см. рис. 2.12). Они близки с глубинами магматических очагов, предполагае­мыми на основании геофизических данных. Флюидный режим тесно связан с геодинамической обстановкой. Так, "водные" известково-щелочные серии формируются в режиме преобла­дающего сжатия, в то время как под вулканами, извергающими толеитовые магмы, обнару­жены локальные зоны растяжения.

Общей особенно­стью химизма островодужных магм явля­ется, как было указа­но выше, наличие в каждой серии высоко-магнезиальных и высокоглиноземистых родственных друг другу разновидностей базальтов, свидетельствующих о широко распростра­ненных явлениях фра­кционирования, одна­ко каждая из серий обладает своими от­личительными черта­ми. Толеитовая серия по сравнению с примитивной океани­ческой толеитовой се­рией характеризуется более протяженными трендами дифференциации, большей насыщенностью кремнеземом, вследствие чего боль­шинство пород относится к гиперстеннормативным и кварцнормативным, реже оливиннормативным; повышенным (16-22 %) содержанием глино­зема в базальтах и соответственно высоким отношением глинозема к фемическим оксидам; низким (обычно меньше 1%) содержанием титана; бо­лее пологим трендом накопления железа; низкими содержаниями магния и сопутствующих ему когерентных элементов - Cr (15-30 г/т), Ni (5-20 г/т) в широко распространенных лейкократовых типах пород; по­вышенной степенью окисленности железа; более высокими содержаниями калия. Хотя в толеитовых сериях ОД известны низкокалиевые серии, содержание калия в последних обычно выше, чем в породах типа N-МОRВ. Наблюдаются частые переходы толеитовых серий в известково-щелочные, обусловленные началом кристаллизации магнети­та.

Из всего вышесказанного следует, что большинство базальтов толеитовых серий ОД не является представителем первичных мантийных магм, так как соответствующие им расплавы обнаруживают значительную диф­ференциацию и не находятся в равновесии с мантией. Это подтверждается низкими значениями коэффициента Mg#, не удовлетворяющими его мантийным значениям (70-75). Отмеченные осо­бенности толеитовых серий сохраняются и усиливаются в известково-щелочных, отражая тем самым общую направленность магматических процессов, идущих в ОД. В известково-щелочных сериях увеличиваются количество пород с нормативным кварцем и степень их лейкократовости; уменьшается роль базальтов, возрастает роль андезитов и кислых пород и появляются значительные объемы высококалиевых се­рий.

Бонинитовая серия, обладая ярко выраженными индивидуальными чертами, тем не менее сочетает ряд особенностей двух других серий нор­мальной щелочности - толеитовой и известково-щелочной. Породы этой серии являются гиперстеннормативными, с вариациями от кварцевых до оливиннормативных типов пород. Высокие содержания MgO сочетаются с низкими TiO₂ и Al₂O₃. Несмотря на то что общее содержание железа в наиболее основных породах серии - марианитах - близко к таковому в толеитовых сериях, их железистость весьма низка (f=25-45), резко возрастая в процессе диф­ференциации, что соответствует толеитовому (феннеровскому) типу дифференциации. Бониниты характеризуются низкой щелочностью и в то же время высокой вариабельностью по этому параметру. На диаграм­мах (Na₂O+K₂O) – SiO₂ и MgO – SiO₂ – Al₂O₃ они занимают про­межуточное положение между ультрамафитами офиолитовых комплексов и вулканическими породами островодужных известково-щелочных серий (рис. 3.9). Породы бонинитовой серии характеризуются высокими содержаниями воды - от 2 до 5%.

Общие особенности химиз­ма для субщелочных и щелоч­ных серий сформулировать сло­жно вследствие их большого раз­нообразия. Наиболее характерны для них: понижение степени насыщен­ности кремнеземом, появление оливин- и нефелиннормативных и ис­чезновение кварц- и гиперстеннормативных разностей; возрастание роли калия среди щелочей и повышение калиево-натриевого отношения с быс­трым ростом последнего в процессе дифференциации; низкие содержания титана при широких его вариациях в шошонитах и наличие высокотитанистых щелочных серий с быстрым его ростом при диффе­ренциации совместно с калием; обилие высокомагнезиальных разностей и небольшое количество дифференциатов; высокий рост железистости на ранних стадиях эволюции (близкий к толеитовым сериям) и его резкое за­медление на более поздних (близкое к известково-щелочным).

Сказанное свидетельствует о наличии среди щелочных и субщелоч­ных вулканитов разностей, более близких к первичным магмам, и о высоком содержании флюидной фазы, степень окисленности которой возрас­тала в процессе эво­люции.

Элемен­ты-примеси. Как известно, распреде­ление когерентных элементов (Ni, Cr, Co, Cu, Sc) отражает процессы фракцио­нирования магм, а некогерентные эле­менты наследуют состав мантийного источника. Низкие содержания Ni и Cr и соответственно низкие отношения Ni/Со (в среднем 0,5-2) и Cr/V (<1,0), свойственные высо-коглиноземистым базальтам, подтверждают сделанные выше выводы о вероятном отсутствии среди них первичных магм. Высокие содержания Cr и Ni характерны для магнезиальных базальтов, однако редкость последних свидетельствует о незначительной роли вулканитов, близких по составу к мантийному источнику.

Сравнение элементов-примесей островодужных базальтов и прими­тивных базальтов СОХ (рис. 3.10-3.15) показывает общее понижение содержаний высокозарядных (Ti, Та, Nb, Hf, Zr, Y) и повышение содержаний легких крупноионных литофильных элементов (К, Rb, Cs, Ва, Sr, La, Се). Содержание последних увеличивается от низкокалиевых то-леитовых серий к известково-щелочным, а затем и щелочным, при зако­номерном возрастании отношения LILE/HFSE, что отражает более высокое содёржание в островодужных породах летучих компонентов, к кото­рым LILE имеют высокое сродство. Графики содержаний элементов-фимесей андезитов и кислых пород, нормализованные по МОRВ, повторяют в общих чертах таковые базальтов (рис.3.13, 3.14), что свидетельст­вует об их генетической общности. По сравнению с океаническими базальтами СОХ, островодужные породы имеют "пиковый" характер рас­пределения с многочисленными минимумами и максимумами, свойствен­ными отдельным элементам. Отношения К/Rb понижается от низкокалие­вых толеитовых базальтов (1500-1300, что близко к базальтам срединных хребтов) к 400-500 в субщелочных и щелочных базальтах, являясь четким показателем щелочности. Отношения Th/Та и Th/Nb, равные соответст­венно 0,25 и 0,15 в базальтах СОХ, значительно, хотя и неравномерно, во­зрастают, особенно в лейкократовых породах, отражая низкие содержания HFSE, столь характерные для обстановок островных дуг. Устойчивые минимумы по Ta и Nb прослеживаются для всех серий, кроме бонинитовой, несколько уменьшаясь по мере увеличения щёлочности. Менее устойчивые и менее выраженные минимумы наблюдаются по Ti и реже Zr.

Существует несколько гипотез происхождения пере­численных минимумов: ста­бильность остаточных фаз (рутила, ильменорутила, цир­кона, сфена и др.), возрас­тающая в водных условиях, конце­нтрирующих эти элементы в рестите; высокие коэффициен­ты распределения Nb между мантийными минералами (оливином, гранатом, ортопироксеном, шпинелью) и рас­плавом по сравнению с крупноионными К и La, что позволяет объяснить появление Nb минимума в результате реакции между длительно мигрирующим расплавом и твердым мантийным субстра­том; селективная контаминация островодужных базальтов крупноионными элементами (Ва, Th) без заметного увеличения содержаний Та, Nb, Sr, экспериментально установ­ленная при сплавлении с 50%-м расплавом коровых граувакк в пропор­ции базальт: контаминант = 4:1; высокие значения f_O2, способствующие кристаллизации титаномагнетита, в кристаллическую ре­шетку которого легко входит Nb.

На спайдеграммах известково-щелочных и щелочных серий (см. рис. 3.13, 3.15) одновременно с минимумами по Та и Nb появляются максимумы по Се, Р, Hf. В отличие от крупноионных литофильных элементов с высоким сродством к водному флюиду, эти элементы транс­портируются предпочтительно расплава­ми. Можно предположить, что последние, наряду с флюидом, играют определенную роль при формировании микроэлемент­ного состава известково-щелочных и ще­лочных серий.

Вариации, связанные с принадлежно­стью вулканитов к той или иной серии, наблюдаются в спектрах РЗЭ, нормализо­ванных по хондриту (рис. 3.12, 3.16). Наи­более близки к океаническим спектры низкокалиевых толеитовых базальтов, часть из которых обладает даже более низкими содержаниями РЗЭ. Однако в спек­трах толеитовых базальтов обычно отсут­ствует обеднение легкими РЗЭ и отно­шение La/Yb превышает единицу. При пе­реходе к известково-щелочным и щелоч­ным сериям закономерно возрастает со­держание лёгких РЗЭ, а содержание тяжёлых уменьшается, что вызывает повышение

La/Yb отношения до 5-6. Возрастание содержаний легких РЗЭ менее интенсивно, чем щелочных и щелочноземельных элементов-примесей, вследствие чего повышаются отношения К/La, Rb/La, Ва/La. Особенно сложны и вариабельны распределения элементов-примесей и РЗЭ в бонинитах и высокомагнезиальных андезитах (см. рис.3.16). Общие их содержания ниже, чем в породах остальных серий, однако невысокое отношение LILE/HFSE сохраняется. Столь характерные для островодужных магм минимумы по Та и Nb отсутствуют. Судя по геохимической гетерогенности, бониниты имеют гибридное происхождение. Предполагается, что в образовании бонинитовых магм, имеющих изначально мантийную природу, о чём однозначно свидетельствуют высокие содержания Mg, Cr, Ni и мантийные значения коэффи­циента Mg#, участвовало не менее двух дополнительных компонентов: расплав с обогащенным спектром РЗЭ, пони­женным Zr и Ti, относительно высо­ким Ва/Rb отношением и флюид, обо­гащенный литофильными элементами. Происхождение расплава дискуссион­но. Наиболее обоснованной считается гипотеза, согласно которой образование бонинитовых магм происходит при повторном плавлении депдлетированных гарцбургитов, которое происходит на относительно небольшой глубине (об этом свидетельствует приуроченность бонинитов к фронтальным зонам ОД) в присутствии водного флюида.

Изотопы. Магматические породы ОД отличаются от океаниче­ских типа МОRВ в среднем более высоким отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и более низким ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd. В то же время (рис. 3.17) они обладают значитель­ным разнообразием. Изотопные метки энсиматических дуг (Южно-Сандвичева, Марианская, Новогебридская, Тон­га) близки к полю МОRВ, показывая их происхождение из истощенной ман­тии, близкой по составу источника к МОRВ. Однако в этом случае при пос­тоянстве изотопной системы необхо­димо допустить приток флюидов, что­бы объяснить особенности их микро­элементного состава. Значительно бо­лее разнообразны изотопные метки энсиалических дуг. Они лежат или в поле океанических островов (дуги Идзу-Бонинская, и др.), не отклоняясь от области главной мантийной ко­рреляции, или отклоняются вправо, в связи с увеличением отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. В первом случае очевидно, что плавящееся вещество мантийного клина под дугой было изначально обогащено по сравнению с источником базальтов срединных хребтов (дуги Камчатская, Хонсю, Банда в Индонезии и ряд других дуг Западно-Тихоокеанской окраины). Во втором - отклонения были приобретены расплавом в процессе контаминации плавящегося источника или коровой контаминации, хотя для окончательного решения этого вопроса недостаточно данных по изотопии Sr  и Nd. Процесс обогащения мантийного клина летучими компонентами с привносом некогерентных элементов и тяжелых радиогенных изотопов за счет осадков и измененных базальтовых пород при субдукции или в результате глубинного метасоматоза может быть определен как контаминация источника. Добавление при подъеме в мантийную магму материала земной коры представляет собой высокоуровневую коровую контаминацию.

Более сложна задача установления процесса контаминации источника. В последние годы появились расчеты, показывающие возможность смешения гипотетических флюидов или расп­лавов из океанической плиты с мантийным ис­точником и удовлетвори­тельно объясняющие на­блюдаемое распределе­ние тяжелых изотопов и некогерентных элементов в породах ОД. Однако для решения вопроса о суще­ствовании или о масшта­бе этого процесса должен быть накоплен дополнительный материал. Значительно более обоснован процесс коровой контаминации. Одним из доказательств ее наличия служат факты различия изотопных характеристик отдельных вулканически центров, установленные в Курило-Камчатской дуге (рис.3.18). Кроме того, в ряде островодужных се­рий наблюдается позитивная корреляция между изотопными отношениями Sr и Nd и кремне­земом, свидетельствующая о внутрикоровой контаминации на высоких уровнях на поздних стадиях эволюции магматиче­ских серий. Примерами такой внутрикоровой контаминации являются лавы вулкана Мон-Пеле, где установлена прямая корреляция изотопных отноше­ний с дифференциатами известково-щелочной серии. Высокоуровне­вая внутрикоровая контамина­ция свойственна неогеновым комплексам известково-щелоч-ных лав о. Кунашир Курильской дуги и дуги Хонсю. Два последних примера свидетельствуют о наиболее ин­тенсивной контаминации в ран­нюю стадию развития дуг, обу­словленной высоким тепловым импульсом в начале этапа кайно­зойского магматизма. Широко проявлены внутрикоровый гибридизм и контаминация в поро­дах вулканических дуг Среди­земноморья. Прямая корреляция изотопных отношений Sr с мощностью земной коры установлена для Эгейского вулканического пояса, причем в качестве вероятного контаминанта предполагается Родопское гнейсовое основание.

В то же время установлено, что в большинстве вулканических серий ОД изотопные отношения Sr и Nd остаются постоянными для пород, на­ходящихся на разных стадиях дифференциации, от базальтов до риолитов. Из этого следует, что процессы контаминации происходят преимущест­венно в крупных очагах, приуроченных к границе коры и мантии, на ран­них стадиях дифференциации магмы, и контаминантом является в основ­ном вещество нижней коры. Современные значения изотопных отноше­ний ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в фундаменте Камчатки колеблются от 0,7038 (ганальская серия) до 0,7063 (колпаковская серия). Для основания коры эти значения неизвестны, но, судя по ее меланократовому характеру, они еще более низки. Следовательно, даже значи­тельная добавка корового материала в данном случае не способна сущест­венно изменить изотопную характеристику вулканитов.

Косвенным доказательством коровой контаминации могут служить закономерные понижения значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr от фронтальных частей дуг к тыловым, отражающие поперечную зональность. Этот факт объясняется меньшими возможностями к дифференциации и взаимо­действию с коровым матери­алом расплавов тыловых зон, сформированных в обстанов­ке большей проницаемости по сравнению с расплавами фронтальных зон. Те же вы­воды вытекают из рассмот­рения значений изотопных отношений Sr, связанных с различиями в строении фун­дамента. Максималь­ные значения отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr свойственны флан­гам Курило-Камчатской дуги, характери­зующимся более мощной ко­рой и, следовательно, мень­шей проницаемостью по сравнению с центральной ее частью. В более крупном ма­сштабе указанная закономер­ность выражена в различиях между энсиматическими и энсиалическими дугами.

Обращает на себя внимание факт отрицательной корреляции радио­генного стронция с литофильными элементами, в том числе и с материн­ским Rb, в ряде ОД, включая и Курило-Камчатскую. В данном случае наиболее вероятно обогащение расплавов Rb в относительно недавнее время, вследствие чего не успело произойти обогащение расплава радио­генным стронцием. Судя по мантийным изохронам, обогащение Rb совместно с другими крупноионными литофильными элементами произошло около 80 млн. лет назад и было синхронно началу современного островодужного магматизма, вероятно, за счет флюидного привноса. Таким обра­зом, можно сделать вывод о мощной дегазации, связанной с формированием кайнозойского островодужного магматизма.

Данные по изотопному составу свинца уточняют роль корового ком­понента в генезисе островодужных магм. Его концентрация и изотопный состав как в океанических осадках, так и в континентальном коровом материале существенно выше, чем в мантии и ее парциальных выплавках, что дает возможность уловить даже малые степени контаминации (<10%).

Островодужные магмы характеризуются в подавляющем большинст­ве высокими отношениями ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и особенно ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, по сравне­нию с базальтами СОХ, отклоняясь от области главной мантийной корре­ляции (рис. 3.19). Если в некоторых энсиматических дугах (Южно-Сандвичева, Марианская, Санда) эти отклонения объясняются незна­чительной контаминацией магмы морскими осадками, то в других (Малая Антильская дуга) значения отношений ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb значительно превышают таковые в осадках прилегающих океа­нических плит, что позволяет утверждать наличие контаминации коровым компонентом, представленным терригенным материалом эродированных архейских щитов в субдуцированных осадках. Однако ничто не противоречит другому объяснению: непосредственному взаимодействию мантийных расплавов с архейским основанием.                     

Судя по изотопному составу свинца, контаминация островодужных магм коровым материалом фундамента встречается достаточно часто.

В качестве альтернативы предполагается вовлечение в магмообразование и рудный про­цесс вещества континентальной коры, имеющей, согласно изотоп­ным данным, докембрийский воз­раст.

В последние годы большое внимание уделяется короткоживущим изотопам Ве, возникаю­щим в результате ядерных реак­ций при взаимодействии косми­ческих частиц с кислородом и азотом в верхних слоях атмосфе­ры. Предполагается, что, попадая с осадками на поверхность Земли и в океан, ¹⁰Ве субдуцируется вместе с океаническим осадоч­ным материалом и затем включа­ется в магматические расплавы под островными дугами, являясь, таким образом, трассером субдукции. Сравнительно небольшой период полураспада делает ¹⁰Ве идеальным для этой цели, так как он должен исчезнуть при более длительных процессах рециклинга.

По имеющимся данным содержания ¹⁰Ве обнаруживаются преимущественно в породах ОД и редки в породах других геодинамических обстановок. Различия в его содержаниях рассматриваются как разная степень контаминации магм ОД субдуцированными океаническими осадками. В породах Курильских островов наблюдается увеличение его содержания в центральном их сегменте в противоположность радиогеному стронцию, наиболее высокие значения которого свойственны флангам. Рассматривая ¹⁰Ве как трассер субдукции, можно предположить, что контаминация материала океанической коры более интенсивна в центре дуги, в то время как контаминация фундамента ОД возрастает на флангах.

Однако применение ¹⁰Ве для расшифровки генетиче­ских процессов требует на­копления данных по этому изотопу в породах различ­ных геодинамических обста­новок, которых пока недос­таточно. ¹⁰Ве может быть использован как трассер субдукции лишь при наличии твердых доказательств того, что он не был привнесен гру­нтовыми водами в процессе поверхностной контамина­ции и что он не образовался на месте в результате ядер­ных реакций.

Стабильные изотопы служат надежным трассером контаминации коровым материалом или гидротермами. Поскольку отношение ¹⁸О/¹⁶О резко возрастает при взаимодействии пород с гидросферой и атмосферой, породы корового происхождения всегда богаче ¹⁸О по сравнению с мантийными. Совместное рассмотрение изотопных отношений кислорода и стронция позволяет отделить эффект коровой контаминации от процесса плавления контаминированного источника, представляющего смесь мантийного и рециклированного материала. Контаминация магмы коровым материалом отражается в быстром возрастании ¹⁸О/¹⁶О и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr ????????

 Содержание и режим летучих компонен­тов. Магмы ОД относитель­но богаты летучими и в первую очередь водой. Даже наиболее бедные летучими толеитовые магмы ОД бога­че этими компонентами по сравнению с толеитами дру­гих обстановок. Сказанное основывается на ряде дока­зательств: 1) высокая эксплозивность; 2) частая встре­чаемость гидроксилсодержащих минералов; 3) высокое содержание кальция в плагиоклазе, связанное с расширением поля анортита в присутствии воды. Косвенным доказательством является высокая глинозёмистость большинства вулканических пород как реакция на подщелачивающее влияние воды при кислотно-основном взаимодействии, а также обогащённость ОД магм элементами LIL, имеющим высокое сродство к флюиду. Преобладающим компонентом флюидов ОД магм является Н₂О, с примесью СО₂, СО, H₂S, SO₂, HCl, H₂, CH₄. Содержание воды в ОД магмах оценивается в интервале 0.6-0.7 мас.% в оливин-толеитовых расплавах, до 3 мас.% в щелочных оливиновых базальтах. Содержание воды в высокоглинозёмистых известково-щелочных магмах в среднем составляет 1.5 мас.%. Кроме воды наиболее существенным компонентом флюидов является СО₂, однако вода всегда преобладает.

Физико-хи­мические условия магмообразования. Экспе­риментально было установлено, что маг­мы высокомагнезиальных оливиновых толеитов могут быть выплав­лены (сосуществуют с гарцбургитом) при давлениях 11 кбар (до 45 км) и 1320°С в присут­ствии 0,5% воды. В насыщенных водой базальтах температуры уменьшаются до 1060°С однако такие магмы чрезвычайно редки. Высокомагнезиальные толеитовые базальты выплавляются вблизи вулканического фронта на глубинах мантии, наиболее близких её границе с корой. Несколько глубже и при больших содержаниях воды выплавляются первичные магмы бонинитов (дуга Тонга; 7 мас.% MgO), которые находятся в равновесии с мантийным источником при 18-20 кбарах и температурах 1420-1460°С в присутствии 2-5% Н₂О. Близкие к ним высокомагнезиальные андезиты, для которых также предполагается непосредственное плавление мантии, находятся в равновесии с лерцолитами при 10 кбар и 1070°С (клинопироксеновые разности) и в равновесии с гарцбургитом при 11.5 кбар и 1120°С в присутствии 7-8% воды. Расплавы щелочных оливиновых базальтов сосуществуют с перидотитами мантии на глубинах 45-70 км (15-25 кбар) при температурах 1280-1410° С и содержании воды в расплаве 3%. При увеличении содержания воды глубины незначительно увеличиваются. Высокоглиноземистые базальты, исходные для большинства известково-щелочных серий, равновесны с мантийными перидотитами на глубинах 50 км (17 кбар) при температурах 1320° С и содержании воды 1,5%.

Выводы. Среди магматических пород ОД редко встречаются представители первичных магм, равновесных с мантийным субстратом, что связано с наличием системы промежуточных очагов в литосфере на пути к поверхности от области магмогенерации. Большинство базальтов тяготеет к водной эвтектике. Ко­личества гидроксилсодержащих минералов, воды во включениях минералов и в стеклах, некоге­рентных крупноионных элемен­тов с высоким сродством к вод­ному флюиду закономерно воз­растают от толеитовых серий че­рез бонинитовые к известково-щелочным и щелочным, свидете­льствуя о росте содержания летучих компоне­нтов в этом направлении.

Данные по петрогенным эле­ментам, элементам-примесям и изотопии свидетельствуют о гетерогенности магмогенерирующего источника магматических серий ОД, главной компонентой которого являлось расплавленное вещество мантийного клина, дополнительными - флюиды и земная кора. Контаминация дополнительными компонентами осуществлялась как на уровне магмогенерации первичного расплава, так и в процессе подъема магм к поверхности.

Повсеместное наличие двух типов базальтов - магнезиальных и глиноземистых - свиде-ельствует, что на ранних этапах эволюции первичных магм главным процессом была фракционная кристаллизация. Судя по составу минеральных ассоциаций, кристаллизация происходила в малоглубинных условиях (не более 10 кбар) и была в большинстве случаев многоэтапной, о чём свидетельствует наличие нескольких парагенезисов минералов. 

Наличие кумулятивных разностей пород, а также "сквозных" минералов, свойственных более ранним дифференциатам в более поздних, является признаком наличия под вулканами расслоенных промежуточных камер. Часто встречающаяся неравновесность минеральных ассоциаций, наличие ксенокристов, обратная зональность плагиоклазов и пироксенов, гетеротакситовые структуры являются доказательством процессов смешения и гибоидизма.

Латеральная зональность

На ОД наблюдаются поперечная и продольная зональности. Поперечная зональность выражается в смене от фронта дуги к ее тылу толеитовых серий известково-щелочными, а затем щелочными (рис.3.23). Впервые она была установлена X. Куно (1959), связавшим ее с увеличением глубины выплавления магм, зависящей от положения СФЗ. Увеличение щелочности в направлении от фронта к тылу привело к попытке установления корреляции между содержанием калия и глубиной до СФЗ. Однако эта корреляция оказалась неоднозначной даже в пред отдельно взятой дуги, изменяясь в результате вариаций мощности, состава земной коры, а также ряда других причин. Поперечная зональности выражается в изменении от фронта к тылу ОД многих параметров:

1) Уменьшаются объемы магм, поступивших на поверхность в ре­зультате вулканизма. Так, для севера дуги Хонсю общий объем вулкани­ческих пород сокращается от 2900 до 28 км³, количество вулканов - от 81 в зоне, примыкающей к вулканическому фронту, до 2 на расстоянии 150-200 км к западу от него, средний объем пород на один вулкан - от 36 до 14 км³ в том же направлении.

2) Увеличива­ется содержание летучих компонентов, в частности воды и фтора и уменьшаются температуры ликвидуса базальтовых расплавов. Относительно широкое развитие получают амфиболы, появляются слюды.

3) Увеличивается щелочность с возрастанием содержания калия и связан­ных с ним крупноионных элементов (Rb, Sr, Ba, Th, U), уменьшаются отношения К/Rb, Rb/Sr, Sr/Са, Ва/Са, общее содержание РЗЭ и отношение La/Yb, возрастает агпаитовость (Nа₂O+К₂O/Аl₂O₃) и увеличивается содержание высокозарядных элементов (Ti, Zr, Та, Nb) вследствие общей недосыщенности расплавов кремнеземом.

4) Возрастает степень окисленности магм, которая выражается в увеличении фугитивности кислорода (fO2) и, соответственно, увеличении отношении Fe₂O₃/FeO, которые, как известно, прямо коррелируются с общей ще­лочностью.

5) Уменьшаются отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, что, вероятно, связано с уменьшением степени взаимодействия расплавов с земной корой.

6) Увеличиваются вариации ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd свидетельствую­щие о возрастании гетерогенности источника расплавов.

7) Уменьшаются объемы кислых и средних пород, что связано с уменьшением степени дифференциации расплавов при большей проницаемости земной коры.

Перечисленные факты свидетельствуют об увеличении глубины выплавления магматических расплавов от фронта к тылу с изменением со­става мантийного источника от деплетированного к обогащенному (исчез­новение в тылу дуг низкокалиевых серий); погружении геоизотерм и уменьшении объёма магматических выплавок в том же направлении; поступлении на поверхность в тыловых зонах расплавов, более близких к первичным (более магнезиальных). Таким образом, поперечная зональность опреде­ляется закономерным изменением условий генерации и эволюции магма­тических расплавов под ОД. Она усложняется общим смещением активного вулканического пояса ОД во времени по направлению к их тыловой зоне, что в большей или меньшей степени прослеживается во всех ОД.

Помимо поперечной зональности в ОД наблюдается зональность по простиранию (продольная). Она отражает различия в составе и мощности земной коры, геологическом строении, геодинамической обстановке, теп­ловом потоке, которые обусловлены блоковым строением дуг. Так, в северном звене Курило-Камчатской дуги увеличивается щелочность магматических пород и одновременно уменьшается количество низкокалиевых серий и объемы средних и кислых дифференциатов. В Малой Антильской дуге толеитовые серии преобладают на севере, известково-щелочные – в центральной группее вулканов и щелочные базальты и базанитоиды – на юге. При этом уровень щёлочности не обнаруживает корреляции с расстоянием до выхода СФЗ на поверхность. Главную роль играют мощность земной коры и жёсткость фундамента. Так в пределах северного звена Курильской дуги, заложенного в юго-восточном борту древнего Охотского свода, мощность земной коры максимальна - не менее 33 км, а возможно, и до 40км. Более жесткий фундамент свойственен и южному звену Малой Антильской дуги, по сравнению с более северными ее звеньями. Именно они являются областями развития щелочных пород, которые при­урочены, таким образом, к жестким блокам с устойчивым растяжением в режиме, близком к рифтовому.

Уровень щелочности, особенно калиевый, увеличивается в зонах по­перечных разломов (Курило-Камчатская дуга), а также в крупных зонах проницаемости (раз­лом Фосса-Магна). Разломы определяют также раз­личный уровень щелочности в разделяемых ими блоках.

Связь продольной зональности с характером фундамента подтвержда­ется двумя обстоятельствами: 1) особенности магматизма устойчивы во времени (повышенная щелочность Курильской дуги на севере, начиная с неогена); 2) в сложно построенных энсиалических дугах, залегающих на длительно формирующемся фундаменте, продольная зональность выраже­на более четко. Итак, латеральные изменения вещественного состава вул­канических пород, наблюдаемые на ОД, определяются как изменением условий генерации и эволюции магм под ОД от их фронтальной части к тыловой, так и геологическим строением фундамента дуг и геодинамиче­ской обстановкой.