Петрогенетические серии островных дуг
Поможем в ✍️ написании учебной работы
Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

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 (An95-50), авгитом (Fs15-35), пижонитом (Fs35-40) и реже гиперстеном близкой железистости, при подчиненной роли оливина (Fa15-42) 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 (Аn95-80), оливина (Fo93-90) 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 (Fa8-35). 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 (Fs9-30) и железистые бронзиты и гиперстены (Fs15-30). 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 (Аn65-82) кислых пород по сравнению с вкрапленни­ками (Аn40-50) 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 (Fa9-10 в центре до Fa11-12 в краевых частях). Среди пироксенов самыми ранними и богатыми магнием являются клиноэнстатиты (Fs9-12), затем бронзиты и гиперстены (Fs10-27). Последними кристаллизуются клинопироксены - авгиты, которые встречаются в микровкрапленниках (Fs8-15) и в основной массе (Fs8-15), 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 (Аn55-50) 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 fO2, 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.

 

Дата: 2018-09-13, просмотров: 596.