Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология и геохимическая типизация вулканических серий современной островодужной системы

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология и геохимическая типизация вулканических серий современной островодужной системы"

^ в МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. м. в.ломоносов/.

АПР ГЕО^ОГИЧЕСШГ ФАКУЛЬТЕТ

2 О ми Г кафздра петрографии

На правах рукописи

ВОЛЫНИ! ОЛЕГ НАЗАРОВИЧ

УДК Б52.313; 550.42

петрология и геохимическая типизация

ВУЛКАНИЧЕСКИХ СЕРИЛ СОВРЕМЕННОЙ ОСТРОВСДУЙЮРГ СИСТЕМЫ

г'

Специальности: 04.00.08 - петрография, вудагшология

Диссертация в 4ормэ научного доклада, представленная на соискание ученой степени доктора геолоро-мкнералогичоских наук

МОСКВА

1393

Ршгеи мяюлнона и Институте ьулкявмчоцкой геологии и геохимиг. Дальневосточного отделемя Российской Академии Наук

(¡{•¡■щ-шьиые оппоненты«

доктор геоясго~»«ералсон£'&;и>: наук,

профессор Т.Н.Фролова

доктор геолопэ^нералсгжескик наук,

При'Я'ССО? Л.В.йютржа

доктор геолсго-+инералогических наук, В. Ё. Яриолюк

Ьодуиш« организации:

Институт геохимии им. А.Л.Бирогрндом СО РАН (г.Иркутск)

Защита состоится '14 мая 1993 год* о "I5" часов на аасодании Специолизироиашшго Совота Д,053.05.20 но питрографйй, вулканологии, гиолоши, поискам и разводки рудных и нерудшх месторо^нья, моталлогоияи, микорало-гии и криоталдогрьфии при гиологичооком факультета Мос-комдаго тооулпротнншош универсмата им. Ломоносова

Ддрги: УИвЗЭ Ымжш, Лотшокми горн, МГУ, гйсло1'ич1!с:«5Й факуль-гот

С ициий чожио ос.шшоштыж и библио-гки,- п'ожи'ичоеко! о

флКУЛЬЧЪ !'.-1 М;ЮКЛ^КГ.ГП I Т'СуД'1р<"ТВп!1>Ч'''-> УНЙГ:ЩСН

Диссертация разослана 9 апреля 1993 г.

Ученый секретарь Специализированного Совета доктор г.н.-н.

В.И.4ч?льдаан

Атуалыюахь проблем* С появлением теории тектоники лито-сферных плит в области наук о Земле возникла необходимость Солее углубленного изучения вещественного состава магмптачэских горнах пород различных современных геодашамичестх обстаповок не только о целью выяснения различий в генезисе магм в этих глобальных структурах, но и с целью поисков геохимических критериев различил вулканитов этих структур и приложения получении результатов при изучении древних вулканических толщ для па-леогеодинамичбских реконструкций. Таким образом, геохимические исследования стали в последние два десятилетия мощцим инструментом тектонических построений.

Особое внимание исследователей привлекли при этом острово-дужнне системы, расположенные на стыке континентов и океанов и являлциеся одной из главнейших современных геодивамических об-стеновок Земли. Магматическая активность этих районов, связапад о субдукцией литосферных плит, служит ключом к пониманию закономерностей геологической и тектонической эволюции нешей планеты, процессов формирования континентальной коры и характеристики современной геохимической системы кора-мантия.

Курило-Камчатский регион, а такг;е западный сегмент Алеутской дуги - единственные на-территории России современные ост-роводужные систвш, т.о. уникальные для вшей страт районы, где могут быть получены прямые петрографические и геохимические данные по вулканитам этой глобальной геодинамической обстановки. Поэтому так ваши для отечественной геологии проводимые здесь исследования по геохимической типизации вулкана-( ческих пород и тектонической интерпретации получен; гчх данных.

С другой сторош, отсутствие в современных и четвертичных вулкааитах Камчатки и Курил сколь-либо серьезных вторичных изменений, наряду с реальной возможностью реконструкции последовательности вулканических событий, а для гоЛствяшо голоцено-вых вулканов и еозмоиюстью учета фактора времени, делает современную Курило-Камчатскую островодуадую систему одшш из самых удойшх обьектов для решения "вечных" вопросов петрологии: выяснения причин разнообразия магматических горках пород, генезиса магм и эволюции магматических расплавов.

Цель ц задела исследования. Основной целью работы является геохишчесяяя типизация вулкаь л,.чэв современно;! Курило-Камчат-ской ос^водуаной систьш для получзтал чоршх хароктеоис-тик вещественного состава острлзодуязшх вулканнтса, внясчегдя

общей картиш и причин латеральной геохимической в минералогической зональности, анализа причин многообразия вулканических пород, а такав состава и условий проявления внутркшвшшх магм в островодужной системе.

Соответственно, задачи исследования: I) Типизация вулканитов и выделение геохимических серпЯ вулканических пород, включая серии островодужной и внутриплитной групп. 2) Сравнительный анализ условий кристаллизации магматических расплавов разных серий. 3) Изучение закономерностей изменения минерального, валового химического состава, а также распределения редких элементов.и их изотопов в вулканических сериях, меняющихся по составу от базальтов до риолитов, с целью выяснения связей основных и кислых пород и генезиса кислых магм.4) Изучение вариаций минерального состава и содержаний глакшх и редких .элементов в ву\шидггах вкрест и вдоль простирания структур островодужной системы для выяснения влияния тип' земной кора, глу-бинк до сейсмофокальной зоны и других факторов на характер вулканизма и состав вулканических пород. 5) Сравнительный анализ вещественного состава островодужных ja внутриплатных вулканитов в островодуаной системе для выявления различий в условиях формирования и источниках магм.

Научная гювизна. Результат. Предлагаемая работа является первой полной сводкой по минеральному составу, геохимии и изотопии вулканических пород современной Курило -Камчатской островодужной системы. IIa этой основе: I) Впервые проведена геохимическая типизация всего разнообразия вулканических яород итого региона и также впервые установлено, что для Шагэдухжого сегмента системы наряду с собственно островодужнывд проявлены и внутриплатные сообщества вулканитоЕ. 2) Показано, что в пределах конкретных вулканов, а также в каждой аз выделенных серий средние и кислые породы, как правило, наследуют минералогические и геохимические особенности более основных лав й не отличаются от них по изотопному составу sr, что может указывать на гбнотичаскуи ввяз; средних и кислых расплавов с основ: ;ми. 3) Впервые показано наличие поперечной зональности островодуышх вулканатор Кур-^.-^амчатско!? системы по особенностям состава и р-т условиям кристаллизации породообразующих минералов, распределению типов глубшшых включений, а также большому числу редких элементов (включая ree, nü, zrj И изотопному составу зг. Яда KypiiUJbCKOfp сегмента дуэд pobvüctho с

коллегами по рейсам НИС "Вулканолог" составлены карты-схемы зональности по главным и редким элементам. Впервые установлено татем наличие в пределах Курило-Камчатской системы продольной зональности по изотопному составу в г, в*, н. Покаэшо, что латеральная зональность вепественного состава для внутриплатных вулкангитов не наблюдается. 4) Впервне,совместно с Ф.Тера, Д». Моррис,А А.Цветковым, с помощью данных по изотопии во доказана реальность процесса субдукщщ для Курило-Камчатской острово-дужной система и оценена роль пелагических осадков, участвующих в генезисе островодукных магм £3-4* для Курильской части дуги и менее 1,555 для Камчатской). Основные из установленных новых результатов логли в основу защищаемых положений.

Защищаемые положения. I.Многообразие вулканических пород в островодуетой системе обусловлено, в первую очередь, принадлежностью их к различным геохимическим сериям, особенности ве-. щественного состагг. которых определяются физико-химическими условиями генезиса первичных магм, а внутри серий - процессами дифференциации исходных расплавов и смешения их производны".. В пределах современной Курило-Камчатской островодухной системы выделены следующие серии вулканических пород: (I) низкока-ливвая, (2) умерекнокалиевая с глиноземистой и магнезиальной ветвями, (3) высококалиевая, (4) оошонит-латитовая, (5) калиевых базальтоидов лампроатового ряда, (б) к-м»-телочнобазаль-товая, (7) х-н»-щелочнооливинвазальтовая, (8) щелочноолиэин-базальт-трахит-комендитовая. Самостоятельное значение в островных дугах имеют такие серии магнезиальных андезитов (изученные нами на Камчатке и Западных Алеутах) и бошштов. Тренды о К2ХСЛЛ8Киа.ч г» (толеитсрай) а без кзхопдения его (известко-во-делочной) и, соответственно, толоитовые и известково-щелоч-ные ряда пород могут проявляться ь каждой по щелочности серии (за исключением бонинитов и магнезиальных андезитов, которые по саоей природе иавестково-шелочные). будучи обусловлены режимом лотучеста кислорода. Средние и кислые порода внутри каждой серии генетически связаны с основными, и роль древнего сиа-лического фундамента в генезисе кислых магм ничтожна.

2. На основе индикаторной роли элементов груши м (п, нь, т«> и особенностей распределения гигрсмагматофмышх редких элементов среди изученных сер.'й вулканических пород наряду с собственно островодухными (1-4 в п.1) выделены также внутри-плитше серии (5-8 в пЛ), причем последние проявлены только в

Камчатском сегменте островодукной системы. Излияния внутри-плитных лар приурочены к этапам крупневших структурных перестроек и либо предваряют проявление островодуюшх лав и развито активных субдукциоиных процессов (Восточная Камчатка), либо развиваются параллельно с островодужным вулканизмом, продо; жаюэдыся посла прекращения процесссов активной субдукщш (Сро-дишшЯ хребет), либо не обнаруживают связи с островодухшм вулканизмом (Западная Камчатка). Сравнение с левами контанон-топышх рифтов к океанических островов показывает наличие во ьпутриготпшх вулканитах Камчатки в разной мере выраженных "островодуюшх" признаков (например, дефицит № и т» по отно-йению ки и к), что связано с участием в генеэисо шутриплит-гах магм островодужной системы наряду с веществом мантийных ллшоб мотасомвтичоски измененного материала мантийного клина

3. Для острокодухных вулканитов в пределах Курило-Камчатс-кой систем« установлено проявление поперечной минералогической, геохдшчоской и sr -изотопной зональности, связанной с раз лииши в составах исходных расплавов и р-т-р()20-р02-условиями кристаллизации их. Наличие продольной зональности по изотопному составу вг.&и.н обусловлено, по-видимому, процессами контаминации мпгм веществом кристаллического фундамента на флангах островодудаой систеш'. Отсутствие поперечной, зональноста для внутршяятшх вулканитов Камчатки показывает, что генерация исходшх для них мята но связана с процессами субдукции.

4. Предлагается модель могмаобразования в островодукноа сис rem. согласно которой Формирование исходных расплавов собственно ocrpopo^'j'Kiiux серий происходит в обстановке общего скатил, характерного для глубшннх ион литосферы таких субдукци-мшых структур, н пределах мантийного клина под влиянием фгаи-aori (peso частичных ьшиавок) из субдуцируемов плиты, метосо-мптачесхи измоняхяих ьоаветьо мантийного клина и участвувцих i мапдагенеьо. Шблюдзщияся поперечная геохимическая и изотопная зональность отмена с изменением состава флшдои по мере погружения пхпти и длительностью взаимодействия их с вещества мантийного WMiin.a тога®,возмогло,к с участием частичных ыш-лацрк из субдунирувмоа плати в матасоматичоском изменении- ье-щоства мантийного кшна под тыловой вулканической зоной. Особое положат«' занимают Западно-Алеутские магнезиальные ьп;я?яи ■ты.формируациесй в зош сочетаия косо!» субдукции и paccowuio-го огтродипга и отвочэхиуе спмзстоятолышм пирздшш выплавкам

йсходннэ расплавы внутриплитшх серий формируются в глубин-шх зонах растяжения, возникающих в островодукной системе о мо-й9нта крупных структурных перестроек,при взаимодействии вещист -за обогащенных мантийных поломов, поднимакщихся в этих зонах с Зольших глубин, о деплэтировалнш веществом мантийного шишек

Прслтческая аючилость раСоты. Исследования автора по reo- ■ саичэской типизация вулканитов способствовали расширению пер-споктаь рудоноедасге Курило-К&ичатского региона (в частности, в отношении родкомвтального орудэнения - субвулканическио тела кислых пород базальт-комевдитовой серии, а также нзкимберлм-тошх источников алмасоа - калиевые Оззальтоидн ломпроатового ряда) ц пониманию ыеталлогвнической специализации различных магм. Результаты работ тароко использовались сотрудниками ПГО "Кемчатгзолагия" и вошли в производственный отчеты и объясаи-тадьнне записки к листам государственной геологической стяга.

СошцческнД .сапер:ал, лтоды и летодшси исследования. Работа основана на опыта 35-лвтеах лычных исследования петрографии, мивораиогия а гоохшии четвертичных, в меньшей меро плиоценовых и ткзздцвшюценовях вулканитов Курило-Квмчатской и Алеутс кой острсБодуюшх слетая. За это врейя автор провел 18 полавых сэзокоз на Камчатка л Курилах, участвовал в 4 рейсах ИИС "Вул-канодог" в акватории Курильских и 2 рейсах Алеутских островов, а кроме тото для получения сравнительного материала посетил Забайкалье, Араениа а кго-восточвый. Памир. Исследования на Ка-д-чаткэ проведаны Cateo, чей на 40 объектах, включающих действующа» и потухюэ Булг-сакн, арзвльшв зони и дочэтввртичиае вул-каяичаскив комплексы. Исследования на Курилах велие*. на 18 нв-аокшх а более чем 60 подводках вулканах вдоль всей Курильской дуги. Участвовал автор и в работа аа современных иоввршшях. На Алеутах работы проводились в тадовоЗ вопэ дуги на подводах вулканах кгд ¡аатэднаго, »ах и госточиогс секторов.

На казкдоц объекте изучалось геологическое половшем вулканитов, проводят» лтет вшвш:шЯ в них, исследовались'пэтро-графгл, минералогия, пмячяский и редкоэлзмеятный состав лав и. вюдачэнкй. На основе получешшх данных рассчитывались "-т-условия кристаллизацви и вшолаялись расчеты по моделям фракционирования и смешения расплавов.

В работе использовано более 7 >Ю новых силикатных анализов пород по Л-.шато, около 1000 - по Курилам; около 150 - ш Алеутам, около 10 ООО определений состава минералов для e->4T¿

-6300 образцов, более 100 рентгеновских определений структурного состояния полевых шатоз,большое число анализов редких вле-ментов (в том числэ>2500 определений кь,и,ве,г,а*,5г,ш,сс-,сг, V,Cu,Zn, ОКОЛО 400 определений №,T»,2r,H+,Y,REE,U,Th,Sc) .около ICO определений изотопного состава sr, 23 -10ве, 51 - водорода (в следах и амфиболах), около 20 - кислорода. Аза^зы по Камчатке выполнены в основном по образцам из коллекции автора, а также из совместных коллекций с Э.И.Поподитовам, Г.Н.Аноаи-кым, А.Б.Перепеловым, В.С.Антипиным, Ю.М.Пузанковым, М.Г.Патокой, в.А.Ермаковым; анализа по Курилам и Алвут&м - из совместных с другими участниками рейсов коллекций. Кроив того, при минера логичоских исследованиях по Камчатке ислользовачись коллекции В.Б.Пономаревой и И.В.Молекесцева.

Все кикрозондовые определения состава минеральных фаз ваиол-неш ва шп<роа„<злизаторе ■сашоьах" в Институте вулканологии дао РАН. Структурное состояние полевых шпат. в изучалось с по-ыощыз дафрактометров УГС -£Ш и ДРОН-I в ДОГИ ДВО РАН (В.Л.Ивановой) и в ЛГУ (0.Г. Скатшштовой) и электронной микроскопии в ГЕОХИ РАН (Н.Р.Хисиной). Часть силикатных анализов получено в Институте вулканологии, другая - в ГЕ0& и ИГиГ СО РАН. Концентрации радой элементов определялись в ГЕОХИ СО РАН11\иГиГ СО РАН^.ИГЕМ РАН*3',а также лабораториях Корнелльскою университета, США (Да.м.Ягодзиыски)' 'и Копенгагенского университета, Дания (Дж.Бойли)^5'. Использовались следуаадз «отодазш: нейтронная активация*2,рентгеновская фзторэсцвнцшИ ' атомная абсорбция*1,2',пламенная фотометра».' .различные мо-да5икации спектрального анализа, в том числе, с прэдварктзль-' шм химическим обогащением*1',гвмш-спектрометрш/2'. Исотоп-ный состав sr исследовался на масс-спактроыотре клт-206 в ГИН РАН В.И.Виноградовым, В.С.Григорьевым и М.Ю.Хопяшк, азотоакый состав водорода и кислорода там же на масс-спеитромэтре МИ-1201 Б .Г. Покровским. Свэ Д91шя о изотопном составе ür,t¡d,fb по ¿леут-И!ой коллекции получены в Корнолльском унивэрситате па иояиеа-ционном масс-спектрометре пкз .fe. М.Ягодзилски.Содержания 1СЕа опро; злены Ф.Тера и Дк.Моррис в'Институте Карнаги, США по ксл-лекцаи,подготовленной А.А.Цсоп.оы«м и автор-.'.'.

Публикации, ц aupoOrajua pactanu. По !оме опубликовано 2 моао-графй! в соавторстве, 8 коллективных монографий, &««»э 120 статей и более 50 тезисов.

Основные подоханг.." работы, начиная с 1969 года, доюидаэа-

лись более чем на 35 различных региональных, всесоюзных и международных созещаниях и симпозиумах. В том число: на ui.iv,и, vi Всесоюзных вулканологических совещаниях (1969,1974,1980, 1935),на V,vi,VII Всесоюзных потрографически совещаниях (X97G, 1981,1986), на v, ix, х, хп Всесоюзных симпозиумах по геохимии магматических пород (1979,1983,1984,1986), на ix,xn Всесоюз-ннх симпозиумах по стабильным изотопам (1983,1986), на Всесоюзных конференциях по проблемам палеовулканизмэ Дальнего Востока (1970,1973,1376), на Всесоюзном симпозиуме по мантийным ксенолитам (1980), на Всесоюзном симпозиуме но геохимической типизации магматических пород и критериям их рудоносяости (1887), из Всесоюзном симпозиуме по структурам магматических расплавов (1979), на Международном симпозиуме по корням вулканов (Оксфорд, I9S9), на XV,XVI конгрессах Международного геолого-геофизического союза (Москва,1971; Гренобль,1976), на и и ш советско-японских симпозиумах по геодинамике зон перехода океан-континент (Токио,1974; Южно-Сахалинск, 1976),на xi съезде Международной минералогической ассоциация (Новосибирск, 1978),на XIV Тихоокеанском научном конгрессе (Хабаровск, 1979), на Международном симпозиуме "Строенйе'и динамика переходных зон"(Сочи,1983),на XIV конгрессе Карпато-Балканской геологической ассоциации (София, 1989),на Междунеродном вулканологическое конгрессе (Майнц,1930),на xxvn. xxvin Международных геологических конгрессах (Москва, 19В4;Киото, 1992),на конференциях Американского геологического общества (Даллас,1990;Сан-Диего,I991) и Американского геофизического союза (Сан-Франциско,1990).

Работа начата в лаборатории взаимосвязи поверхностного и глубинного магматизма Инсютута вулканологии ДВО РАН и закончена э лаборатории петрологии и геохимии Института вулканической геологии и геохимии ДВО РАН. Исследования велись в тесном контакте с коллегами из этих и других академических институтов и ''ji;!i'üo России. Это, в первую очередь, Э.И.Лололигов, вместе с которым било начато систематическое изучение геохимии Булка-jaiToa Камчатки и Курил, а также Г.Н.Аношш.Г.П.Авдейко.В.С.Ан-тигкн, .4. Ü. Положен, Г. В.Флеров,D.N.Пузанков,М.Г.Патоке,A.B. Пе-ропэлов.л.М.Антонов,3.А.Ермаков,К.Н.рудач. В творческом общении с шмг, а также с . Л. Цве тковым, М. Ю. Хоти с:», С. А. Щояой, В. И. . Виноградопым, Л .J!.!l'i тро вам. В. В. Пономаревой, U. В. Мвлеке сценам, о. А. БраЯцпиой, А.Е.Шанцером,К. Н.БушляковшД.К.Когарко, В. А.Абрамовым, H.H. Шмшым, В. С. Грлгсрьешм, в. с. Успелекм, Д?.;. М. Ягодзикски,». А.

Твраном,В.А.Селив©ро?ОБым,В.Д.Пвкпуртй,Э,».Балуевым,о.Г.Смэ181 неновой,Г.П. Пономаре вым, В. В. Ананьевым, А. И.Цюрупой.А.П.Хренош; Л .л. Леоновой ,Н. И. Селипорстошм ,т.Г.Чуриковой были осмыслены ровультчти гу о а'о го - ге охими чв ских исследований и подготовлены дуоликоции. В разное время Евтор плодотворно обоуадал шюгае аспекты работу о М.А.банорсхой.Л.В.Тауооном,Т.И.Фроловой,А.М. Борсуком,Л.К.<1^их-Херо«,ИЛ.Расс,М.И.Кузышшм,А.И.Альмухв!дв-дошмл?.А.Марковски«,Ди.Бейли.Р.У.Кээм. Автор глубоко признателен всем перечисленным коллегам за поддержку, помощь и полезные дискуссии,способствовавшие становлении ©го взглядов на проблемы происхождения и эволюции магм в остро водузогых системах.

ПНПЩШШ СИСТЕМАТИКИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД. Г80ХШ1ИЧЕСКИВ серии.

Геохимнчоския типизация вулкинячоских пород островодукной системи является одшз из глашшх задач предлагаемой работы, поэтому вопроси классификации вулканитов представляются здесь столь вашшми. В осново классификации, принятой а второй, леки? представление о геохимических сериях, в делом соответствующее определению, предложенному о.А.Боготкковцм о коллегии. Под се ряяки пош'.маотся естествешше ассоциации магматических горных пород, обладающие оодаш геохимическими признаками и зашшва-щив "...на классифнхацисшшх пегрохимических (геохиглгчускял) диаграммах вполне опрвдолишюо полокчние, характеризующее тот иди иной тип гоодинамичоскоЯ обстановки"(Эволюция..,1987,с.1Е>;

Хотя к понятие геохимической серии не залонено напрямую ге-нотичоских представлений, анализ вещественного состава пород разных серий, проявленных в пределах конкретных вулканически построоч, покесшвает, что они генетически мазана, являясь про дуктамн ападюиим эдашх родоначалышх ш, Гаким образом, вы-дв^олно геохимических серий имоо? не только формальное значение, но яг^яотся тякко инструментом для выяснения состава пер-вичнмх магм и фииико-хшичаекмх условий их генезиса, а тоете важнейшим орудием для шлололш: сообщуств вулкг-.хитов, присуши тем иди иным г&одштмичэским обстановкою. Наследное ооичио осуществляется па осново использования данных по ковдентрацши олабсподоихних в водаом флшдо высокозарядшх литофильних редких олшентоа (нгза - мо.т^,гг,иг, г,7х, иу. отношений (мь/гг,п/г-, 2г/г,иг/гп) или чада отношений .легко- и слибоаодтакных ип.-эломентов гь/г- и др.), о также отно-

шений дапсоподвиишх вдлочнозамолышх, щодочлах элементов или

ИОНТОВ групш торт Я К легким REE ИЛИ друг К другу (B*/La,Rt>/U, а, к/сь и др.) или с помощью различного рода двойных (ть/уь-

YÜ, Rb-(Ta*Yt», Ti/Y-Zr/Y, Ti/Cr-Ni) ИЛИ ТРОЙНЫХ (Ti-Zr-Г, Hf-Th-И др.) диаграмм ( Ре»гсе,Сапп, 1971) Poarco.Norry, Peirce,

>} Рвйгсе е.».,1781} Wood.liBO-, Kay,1977,l?60i Gill, 1У81,19S1; Heritor t, IMJJ; Nakв. «., 1990s ВОЛШЮЦ И Др.,1984 И МНОГИО гио).Использование этих данных позволяет,в первую очеродь, .влить вулканиты, принадлежащие наиболее крупным геодинами-ким обстановкой Землл. островным дугам и активным континен--1Ьиым окраинам, среданно-океашческим хребтам,синколлизион-I и внутришштным обстановкам.

Внутри сообществ серий, принадлежащих одной геодинамической ;тшювке, разделение идет по общему содержанию щелочей (Клас-з-лсация.., 1081) на ряда пород нормальной и повышенной цолоч-:ти. Среди последних по наличию или отсутствию модальных адапатоидов, щелочных темноцветных минералов, ряду петрохи-гаских признаков (например, коэффициенту агпаитности) вцде-отся субщелочные и щелочные серии, дальнейшее разделимо не-гроводузашх серий осуществляется по величине n«2o/k2o отноше-* (Эволюция.., 1387) на натровые, Кали-натровые и калиевые. При классификации семейства, вулканитов островных дуг и ак-зных континентальных окраин учитывалось два независимых, в яимании автора, признака: содержание к2о и величина гез*/идо ношения. Содержание к2о в первичных расплавах зависит от сос-ва и степени частичного плавления субстрата, состава флюидной зи, участвующей в мотасоматической переработав его и магмоге-зе.Величина FuoVr.go в первичных выплавках, а также при даль-йигай их эволюции во многом определяется летучестью кислорода. Использование концентраций к2о, а не величины к2о/ка2о отно-.'шя традиционно принято при типизации островодужных вулкани-в в зарубежной литературе (jskos, white, 1972, РесегШо.иу-

Г,1Ч76) Uwbrt, 1979; <Л11,1?а1; Basaltic volcsnii».., IffllJ И ДОС-

ТОЧНО давно предложено автором совместно с Э.Й.Пополитошм, Л.Леоновой и др. ь качестве классификационного признака при шзации четвортичных вулканитов Камчатки (Пополитов v. др., 174; Леонова и др. ,1974; Волшюц и др. ,1976.1037; popoutov.vo-ii'to.iysi) Такой подход кажется оправданным, поскольку кон-шт^ацня к..о изменяется в однот.кных по содержанию sio2 вул~ щитах осгроьных дуг и активных континент а. :мых окраин в зна-1телыю больших пределах, чем кслцеятрация «¿„с, а такке тем,

что уровень содержания большинства литофмыш. редких элементов в лавах обнаруживает прямую зависимость от концентрации к2о. Вариации раО*/Идо отиошения в вулканитах определяют концентрации

В НИХ Cr.Ni.Sc.

По содержанию к2о выделяется порода низко-, умеренно-, высококалиевой и шошонит-латитовой серий. Порода каждой по к-щелочности серии,вслед за бш <1981),подразделяются с помощью критерия rtyastil.ro (1?74> на тсмйитошв ( с выс01шы Ре0*/н«0 ) и из-вестково-вдлочше (о кязк&Л гео'/нцт. Самостоятельное значение имеют серии магнезиальный андезитов в бошшйтов, отличахщиеся крайне резко виракананмй изввсткогё&-йало"№ыкМ свойствами. Однако в целом серии вулканитов по к-щ&лочйбсти рассматривался нами как Солее крупные таксонокйческиэ еДймцц, чем толеатоиыз и иззэстково-щолочныв.

ГЕОЛО. (¡-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

курило-шчатскох остводтои СЙС1Г 'У

Курило-Канчатская островддужная система - одна из крупнейших среди подобных структур в западном ббремлекии 'Йиого океана. Она протягивается более чем на 2000 Ш от о.ХокйаЯдэ на юго-западе до Камчатского перешейка Ьа северо-востоке. Ёрейя аатожения системы приходится на поздаг* олигоцен-раннйй миоцен, однако,в современном вида она сформировалась только в конце ш-оцена-начале плиоцена после заложения северного отрезка Курило-Камчатского глубоководного желоба от широты Авачинского залавй до полуострова Камчатский мыс (Камчатка .Курильскйв.. ДЭ74).

В соответствии с различающимся характером Вооюща отдельных сегментов строение островадукной системы по простирашш неод-нсхдаю. Если в пределах Курильского сегшяа системы выделяется единый вулканический пояс с отчетливо шраж&ннада Читальной и тыловой зонами, разделенными иромзкуточной зоной ослабления вулканической активности, то на территории Камчатского сешента локализованы несколько вулканических поясов и зон: Южно-Камчатский,Восточно-Камчатский,Центральной Камчатской депрессии, Срединного хребта и Западной Камчатки. Южно-Камчатский пояс о'.^елен от Восточно-Камчатского Малко-Петропавловской зоной поперечных раздали« дислокаций. Эта ппяса, а также зона Центральной Квмчатсксз депрессии иногда обьединяются в единую структуру - Восточный вулканический пояс, по отнопению к которому вулканические пояс Срединного хребта занимает тыловое положение (Геология сспт.1564).Многие исследователи полагают,что

Юяю-Каччатский вулканический пояс представляв? собой северное окончание Курильского сегмента системы,так то как ,пояс севэро--Босточяого Хоккайдо- е^о южное окончание (Шадцер,Иадиро,1984).

В талу Курильского сегмента дуги располагается Курильская глубоководная котловина, широкая в югдай части ж сдпыю сужающаяся в северной. По мнении ряда исследователей (Ермаков, 1987), структуры Курильской котловины .цродолхсаются вд -север на территорию Камчатки з пределы Голдашского прогиба и .Центральной Камчатской депрессии до пролива Литке включительно.. Эти структуры рассматриваются В.АлЕрмаковым о соавторами (1974,1987) в ¡«адествэ окраиакэдндазэнтального рифта и, соответственно, базальтовый проявленный в да пределах (как и в курильской аихккавнно) .трактуется ими как рафтогенпый.

Лдащен-чатвертияшэ вулканические лояса Курил, йшой Кам-«азаси да (преданного хребта наследуют полотаоте олигоцен-миоцено-вых ;поясов, тогда как вулканические пояса Восточной Кь. *атки я ■Центральной Камчатской депрессии наложены на невулканические структура и начали ¡развиваться только с позднего миоцена-ранне-го пляоцека поело эалозшия северной ветви глубоководного желоба (Камчатка,Курильские.,1974;Шанцер,"Шапиро,1384).При этом уз® в позднем миоцене (раннем шшоцэнэ?) вулканизм в пределах Срединного хребта потерял связь с субдукционнши процессами, поскольку в это время отмерла соответствующая атому вулканическому поясу зона субдукцим (Леглер,1977).Вулканический пояс Западной Камчатки,ио-видамому,с самого начала развивался как неост-роводулошй. Для остальных вулканических поясов связь вулканизма с процессами субдувдш не вызывает сомнения, одаако.как показали недавние исследования (Волынац и др.,1990),формированию пдиоцен-четвер ачного островодухного вулканического пояса Восточной Камчатки предавствовалг а позднем миоцене излияния щелочных базальтов внутриплатного тала.

Основнио геоднкамические параметры Курило-Камчатской остро-нодуасной систем) заметно меняются по ее простиранию (Авдейко и др.,1989).Так,от Югаых Курил к Камчатке возрастает величина угле схоздония литосферннх плит (от 46-50° до 85-90°),увеличивается угол наклона субдуцируомой плиты (от 36-40° до 45-50°),но умоныаостся скорость схоэдвния гошт(от Юсм/год до 8,5см/год). Расстояние от глусоководного желоба до вулканического фронта, измеренное по неправлотно дкижпшя Тихоокеопекой плиты,изменяется от 240-250 км для Южных Курил до Т00-2Ю км для Северных

Курил и Юкной Камчатки.Мощность земной коры, согласно новым гс офизическим данным (Геолого-геофизичвский атлас..,1987,Злоби 1987;Балэста,1985), на всем протяжении Курило-КаычатскоЯ сис томы соответствует континентальной ,что нэ подтверждает более ралшю сведения для Курил(Косминская, 1964).Однако,в целом минимальные мощности коры,как и ранее,отмечены на Средних Курилах (27-ЗСйш) и возрастает как ври движении на юг в сторону Юишх Курил и северо-восточного Хоккайдо (до 32-44 км), так : при движении на север « Камчатке (до 36-46 км). При этом, одаак мощность "гранитного" геофизического слоя невелика {5-10 км) слабо меняется по простиранию островодужной системы. Лииь по; вулканическими поясами Центральной Камчатской депрессии и Ср< данного хребта мощность этого слоя соответствует континенталз ной- 15-20 км (Балеста,1981;Злобин, 1987 и др, ).

Состав поздаекайнозойских вулканических пород Курило-Кемч; ской островодужной системы изменяется от базальтов до риолитс однако, доли пород разного состава в Курильском и Камчатском сегментах системы различны (Потрохимия. ,1966;Мархишш,1967;Э лих, 1973;Волшец и др. ,1987;Подводный вулканизм.., 1993).Ка К рилах, в цолом, преобладают порода сродна го состава- андезите базальты, андезиты (60-702) при подчиненной доле базальтов (¡ -20%) и кислых пород (12-162). тогда как на Камчатке, по данным И.В.Мелокесцева (Волшец и др.,1987), наиболее распростр, нены базальты и основшо андезитобазаяьта (-50Х) при более вь сской доле кислых пород по сравнению с Курилами (-305) .Одаакс но другим оценкам (Огородов и др. ,1972 ;Кокемяка, 1980;Ермаков 1987),доля кислых вулканитов и на Камчатке не превышает 15—Ii

Вспышки основного к кислого вулканизма дискретны во времен причем эпизодам проявления кислых лав Боо^дс предавствуют эп; зода интенсивного базальтового вулканизма. В чогвартнчиоэ вр ш на Камчатке наблюдались две вспышки массовых базальтовых : лияшЯ: первая 0,60-0,85 млн.лет. назад, вторая- незавершенна начавшаяся 40-50 тыс.лет назад (Молокосцев,1980).В эта перио формировались лавовые равнины, сложенные продуктами ареаяыю вулканизма, а также крупные щитовые и щитообразные вулканы (j время парного эпизода) и стратоиулканы (во время второго).Со ласно распространенному мнении (Мелекесцев,1980), проявлены» ареального базальтового вулканизма на Курилах отсутствуют.О; ко, это мнение оспаривается рядом авторов (Сывороткин.Русино 1987),указавших на наличие плиоценовых лавовых плато на остр

вэ Кунашир.Во время интенсификации базальтового зулказшима an дезити играют подчиненную роль,тогда как при ослаблении последнего их. значение возрастает. Порода андезитового состава и на Камчатке и на Курилах обычно слагают стратовулкаиы и экструзии, одаако, на Камчатке они иногда развиваются и в. ареальных зоннх (Жупановская голоценовая зона). а на Курилах слагают лавовые покровы, сформировавшиеся при излиянии мощных и вязких потоков. Подавляющая часть кислого материала (до 90%) представланч шгро-кластикой (в том числе и нгнимбритоми),образовавшейся, в основном, при катастрофических извержениях, с объемом материала для кавдого в десятки- до сотен км .приуроченных к четким пароксизмам длительность» от 500-1000 лет до 10-20 тыс.лет,синхронным в масштабах всего Тихоокеанского кольца (Мелеквсцев.1980).

В целом, по данннм И.В.Молекесцева (Волннец к др. ,1987),интенсивность выноса ювенилыюго магматического материала на Камчатке в среднем для антрошгенового времени составляет 0.032км3 в год, что близко по порядку величин к цифра, приводимой для • наиболее активных вулканических районов Земли (сгьр, i9B4).

Все разнообразие вулканических пород Курило Камчатской ост-роводухной системы нельзя свести к единой авдезатовой формации, как это было принято считать недавно (Мархиялн,1967).Здесь, как и на других островных дугах, присутствует несколько гсн&тически независимых геохимических серий пород, отличающихся друг от друга по уровню концентрации главных и редких еломснтоз, а такие составу и трендам эволюции породообразувдях минершюв.Еолое того, для Камчатского сегмонта системы андезиты вообще не является преобладающим типом пород.

В ряду от простых внутриокеанических дуг. типа Тонгв-Керлв-дек, через двойные дуги, типа Курил, к с:.и*ошм острова дузсшч структурам, иша Камчатки, происходит усллздоиие спектра поступающих на поверхность магматических расплавов.В простых дугах преобладают nopt in толеитовой низкокалкевой серии.В двойных дугах (Курилы) нарчду с низкокалиевыми широко распространены породы умерекнокалкеьой (они здесь преобладает),а таквэ внеоко-калиjвой серии, причем известхово-щелочные типы лвь более обычны, чем толеатовые.В сложных островодуюшх структурах,кад показано намина примере Ks?n.r;Ts (Пополитов, Волынец, 1981; IS8I ;Во.":"9ц и др. ,1334-1001) ,ааряду с --юши спектром эстро-водуишх вулканических серий, включаицих ¡фене пе-,«члслг itm/t и лавы сслонит-лятятовоЯ серии (сопев характерной,впрочем,др/ ек-

тавннх континентальных окраин),проявляются также серии пород, близкие по своим геохимическим характеристикам к внутришштнш лавам рифтовых зон активных окраин, внутренних частей континентальных плит и океанических островов (например,Сазальт-комея-дитовая) .Высокомагнззиальние серии пород (бониниты к магнезиальные андеьпты) встречаются в островных дугах любого типа: Кдзу-Бошшекая,Марианская,Алеутская,СБ Хонси и др. островотаыз ВУЛКАНИЧЕСКИЕ СИРИИ Гита серий, их распространение и хиличесюЛ состав пород

В составе островоданой ассоциация вулканических пород Кури-ло-Камчатсной систеш по уровню концентраций к2о выделяются лавы низкокалиевой, умереннокалиевой, высококалиевоЯ а шокош.т- ' -латитовой серий, а но оСцому содаржанию щелочей- породы нормального И субщелочного ряда .Последние включают лавы шокопит--латЕтовой и, .ччасти, высококалиевой серии.В пределах кагдой по к-щелочности серии по критерию иуаьЫго с.??« различаются то-лентойыо и ковестково-щелоч1ше разности.

В цздом и на Камчатке и ка Курилах преобладаю нсрмадышо по щелочности лаш известково-щалочной умереннокалиевой серж, обнаруженные во асех зонах и вулканических поясах.Лавы шгако-кализвой са^иа развиты во фронталы^'х зонах вулканических поясов Курил, где они преобладают, Шной и Восточной Камчатки и встречаются в нойольших объемах по восточному оораылеика вулке-начаских поясов Центральной Камчатской депрессии к Срединного хребта.Лавы шоококалиевой серии локализуются в тыловой зоне Курил, КЗжой Камчатки, в пробелах Централь. jK Камчатской до пр о -сски, центральной и таловой зонах Средаакого хребта.Наконец, лаш шошонит-латитовой серки установлена на некоторых вулканах северной части тыловой зо!ш Курш; (среди базальтов5,КщоЯ Камчатки, Центральной Камчатской депрессии, а также в осевой и таловой зонах Средашого хребта. Такое распре долежи пород различ них серий может нарушаться в пределах крупных поперечных раз-ломшх структур, где лавы высоком лиевой cepiw иногда проявляются даже ео фронтальных зсгач вулканических поясов, напримэр, на К мчатке в области Мелхи-ПетропавловскоЛ зоны поперечных дислокаций (Балуев и др. ,ТйК ? ил; в районе иролива Буссоль на Средних Курилах на изгибе дуги (Яодг.сд;шй вулканизм... ,1993).

Что киепатси толеитовах и гавастково-цодочгзк лас, то ггэрвш <УХ!:о-' характерны для йронтзлышх, а вторые- для центральных и. таг.ссих sou вулкз!в«".?ских поясов.Однако,во всех зонах тулками-

ческих цоясоо Курило-Камчатской остроьодукпой системы широко распространены вулканы, где проявлены дифференцированные ряды пород с промежуточными признаками, когда базальты и основные андезитобазальты на дискриминационной диаграмм муазмго попадают в поле толеитов, кислне авдези-х'обазальтн и основные андезита- на границу полей толеитовых и мзвостково-щелочзшх пород, а кислые павы- в поле известково-щелочных пород.

От лав низкокалиевой с&рии к лавам шошонит-латитовой серии с ростом х-щелочности пород убывает концентращш cao и возрастает (в породах основного-среднего состава)- р2о3.В базальтах, кроме того, растут и содержания по,.однако, они везде, кроме высококалиеьнх субщелочшх базальтов Толбачинского дола Центральной Камчатской депрессии,не превышают 1,3 вес.Ж - верхнего предела, по мнению ряда авторов (Kceaon.Snith, 1972»,для ост-роводужных базальтов.Подавляющее большинство лаз,независимо от их щелочности, хвр-чтеризуются повышенными содержаниями а)2о3 и низкими uso .причем порода основного и сред него состава, принадлежат высокоглиноземистому, а кислые- весьма высокоглинозс мистому ряду (Классификация. ,1986) .Однако в каадой по к-щелочности сорим пород встречаются лавы с повышенными (>э вес.%), концентрациями кдо и повыиенным коэффициентом магнезиальности (Kjij'Kg/Hj+Fe,ат.% >0,65),относящиеся к умеро!Шо- и даяэ низко-глиноземистим разновидностям.Следует отметить,что хотя базальты преалышх зон Камчатки в целом более магнеэиальны, чом базальты стратовулкавов, однако и среди них преобладают высокоглиноземистые разности.Самостоятельное значение,в смшга распространенности, магнезиальные умеренно- и яизкоглиншелзгетно базальты имеют только для пород умереннскадиевой серии, буду-то достаточно широло развитыми в гоеделзх Центральной Камчатской репрессии (Волшец к др.,1976),в тага» в араальной зоне на побережье Камчатского залива (Успенский,Шапиро, 1984).В Центральной Камчатской депрессии установлены и магнезиальные анде-зити (вулкчяь гывя.туч,Заречный) .Аналогичные порода обнаружены к ияученп нош на Западных Алеутах (Болынец и др. ,1902).

Рлжпоо значение находок шеокомагнезиалышх лав среди обыч-шх глиноземистых островодужних вулканитов очевидно: только расалавы с к ^0,65-0,75 могут бить з равновесия с мантийным перидотитом и только аналогичные им по составу порода могут, претендовать но близость к составу первичных мантийных вынла-юк .Соотвотстиенпо, присутствия таких машвзиаяышх

бпзальтов в каадой по к-щелочности геохимической серии Курило--Камчатской остроиодахпой сор;м может быть серьезным аргументом в пользу представления о различии составов первичных магм для разных серий вулканитов.Несмотря на то, что большинство магнезиальных базальтов Курило-Камчатской и других островодуишх систем имоют тыкиз или умеронте концентрации Л12е3, эксперименты вапен е.;.., <1?9п показали,что магнезиальные высокогли-«оземистыв базальты также могут бить одашм из типов примитавннх оотроводужных магм, продуцируемых ври частичном плавлении пла-гиоклаэ-шпинолиазого лорцолита.

Однако большинство магнезиальных базальтов и андезитов имеют . порфировые структуры с вкрапленниками магнезиального 01,сри,сг--£рч* и происхождение, хотя бы части их, может Сыть связано о куммулинией еублихзадуенше мафических фаз или о контаминацией относительно глиноземистых расплавов веществом мантийного субстрата.Гак, ил'гапгошй состав вкроттл енников: си сз,90 с включениями сг-гр (46-48 вас.Х сг2о,) в двух потоках базальтов Харчено-кого вулкана, содэржавдх 18 и 12 вое.% що,может свидетельствовать об образовании более магнезиальных лав за счет кумыуляциа 01.0 другой стороны, сочетание вкраплойиков рм, йврь42_7?, сг--м , 0190_?„ с кремнеземистой основной массой в мапюзи-алышх (12 нос.Ж идо) базальтах вулкана Шавелуч может указывать нз контаминация относительно кислых (аздазитових?) расплавов вещество:.; мантийного субстрата, тем более, что базальты несут многочисленные ксенолиты душков. гарцбургитов и лорцолитоа.

•'Здесь ¡г далее используется следующие сокращены названий шшрн.шшх фоЕ;и) олшаш (р0 форстарит.р» фаялит),гх-шфоксен, гркликопироксс-ш (в! даонезд, сг-в»-хромдаспсид,ио-волласто-ииг.вл- салит,Ккь-Фассаиг.Амд авгит.нсо геденбергит.£9г-эгирин) ОрК УР'ЮЩКЖСбНи (Еп-аНСТЕТИТ,(5-1}«ррсСИЛИТ,Вгп-брОНЗИТ,Иур- ■ -тшорсмипяионит.рврь амфиболы (м>п-винчит,кн)|-рйхтеркт,

.V < •арфВОДСОНИ!') (ГЙС а "ОЛВДМ I фЛОГОШП',М-ЙЮТИТ), 5рл-ЮШШВ-

жак (вр-яяиюяь.сг-гр хрешетм шлшю.и,к* -хромит,Л1-гли-ноломастая шпиколь.гчп-плэонаст.сг-«-хрошагиотач',Т1-и<-'та* иомапшдалм-м;л11йгет,п-;и;шс!м'г),р1-п.'1пга01и|аьи (а»,--анортит, ль-альбит ),г*р-!долсчнцо полавус шпаты (ог-ортоклаз,2;,п- сакидпл) фельдагамидц (и-лойцит,мв'Но^Л1П1,лп1-ональциы),о-кворц, «г* -апатит,&>--гранат.Цифри в основании символов твкиоцвоткых мша-рален-их мшиоаиалыюоть.ги-килозистость пород, минералов (от.»)

i логичные признаки контаюшэцни найдены в магнезиальных аяде-гах вулхана Шшзелуч, а такие магнезиальных базальтах вулкана эчэ ("авэчитах"),содержащих 14-16 вес.S що (Щака и дрЛ978). Однако в других случаях магнезиальные базальты к андезиты гут быть субсфаровыми(базальты Северного прорыва БТТИ.вндези-вулкана Зорачныг: на Камчатке и подводного вулкана Пийпа на гтадшх Алеутах).Иногда магнезиальные базальта являются прак-чесзси единственным типом пород, слагамцим небольшие страго— лко1ш (вулкан Харчинский), н илаковне конусы зон а реально-вулканизма (побережье Камчатского залива ) .Tarais наблюдения идотельствуют в пользу первичности магнезиальных магм. Фракционирование ai и ср* может дать, как показывают модель-:е расчеты по макрокомпонвнтам для Ключевского вулкана, высо-1ГЛиноземистые разности той ne геохимической серии.Аналогично, иадетельством происхождения уморвиюмагно опальных высокоглино-1МИСТЫХ базальтов арезльной зоны Толмачева дола на Инной Кам-1тке из магнезиальных умеренноглиноземистых базальтов может ¡ть состав основной мессы магнезиальных (кН9=0,СЬ) базальтов >го хз района, практически идентичный среднему составу ароаль-IX базальтов (кн =0,56).Эти данные соответствуют модели Guet, ■rfit (1987) для фракционирования Алеутских базальтов в глубинах условиях. Однако экспер;даенгы показали, что ьизкомагнези-шше шсокоглиноземистые базальты могут быть получены и при ракциоюфовашш водонасшдашшх магнезиальных дасокоглкяозомис-их базальтов при корошх (2 кбр) давлениях, поскольку в таких словиях кристаллизация п ,кок ранней фазы, подавляется и дери-

ауы ОСТаЮГСЯ ОбОГащеШШМИ Al^Oj (Dartels t.»,,mi>.

Соответствующие расчеты для даффорснцировэнных рядов лав азкнх вулканов, проведенные как нами (Волыиеч я др.1987,1990, 992;Подводный вулканизм.. ,1333),так и другими исследователя»® Селянгин,1987;5Еролоэа и др.,, 1989),а такие далке по составу юновных масс вулканитов показывают, что кристаллизационная (ифференциация базальтов с участием чебольшого количества Ht южет быть важшзд механизмом формирования срегдта и кислых лав разных геохимических серий. Яри этом расчеты фракциоцирош'тот мя толеитовых серий (вулкан Крашенинникова, кальдера Лышг'я *ьоть, кзльдора Ксудач и др. ),как ¡гпавило, всегда удачны, тогдр,, <ак в случае иэвг^тковочаодочних оГ;:йй (Byjvzrz; КизимеяДары"-:кий, Шивелуч и др. ) положительные результаты ¿.случаются лишь для отдельных звоньев в рядах лоро/ разной крекнекислотности а,

такиы образом,участие других пвтрогештических процессов (пред-кристалшзацисшоо разделение расплавов, смешение их и т.д.) в формировании рядов пород предполагается.

генеральный сосшЗ вулканических пород ■ Типы парагенезисов вкрапленников в лавах и состав минералог зависят от принадлежности лав к различным геохимическим сериям, магнезиальности и кремнеземистоеги их, а также от уровня содержания летучих (прежде всего содержания н2о) и фугитивности кислорода.Так, наличие или отсутствие вкрапленников тс* в вулканитах связано с к-щелочностью пород: они никогда не встречаются в лавах низкокалиевой серии, достаточно обычны в даштах и рио-литах уыереннокалиовой серии, постоянно присутствуют в кислых лавах и иногда встречаются в базальтах высококалиевой и вошо-шт-латитовой серий. Аналогично, вкрапленники г*р установлены только ь кислых лавах высококалиевой и шошонит-латитовой серий, а макролиты -во веек по кремнекислотности '...пах пород этих двух серий, включая базальты. Магнезиальные (к„ > 0,65) базальты со-дь^-зт вкрапленники 01 (¿.срх) с включениями Сг-ар. В глиноземистых умереннсмагназиальных (кМа=0,5-0,6) базальтах к ним обычно присоединяется г: ,а $р становится СолЗе' глиноземистой и менее хромистой.В базальтах с кИд<0,о Бр н встречаэтся и вместо нее развивается с г-н» я п-м.В толеитовых базальтах обычно,а в из-вестково-щвлочных изредка, среди вкрапленников встречается ор*. Этот минерал также типичен в ассоциациях вкрапленников средних пород, но его доля уменьшается в лавах болев вдлочных серий.

С ростом к-щелочности пород от лав низкокалиевой к лавам ш-сококалиевой и шошонит-латитовой серия возрастает содержание к, ьа,8г, величины в./эг, Сг/а отношений з Р1, кальциевость Срх и величина к/ы* отношения в а»рь.В мс. из кислых лав шошонит-латитовой серии по сравнения» с тс» из лав умэреннокалиевой серии повышены концентрации г и величины г/а отношений.Наблюдается отчетливая зависимость гн темноцветных м1шералов от щ содержащих их пород.Соответственно, темноцветные минералы толеитовых вулканитов, как правило Оаг.^ч железисты, чем минералы известко--щел- ишх лав той ко кремнекислого,сги.

При кристаллизации расплавов с низким содержанием н2о и низкой *а2 образуются лаш с ассоциациями безводных темноцветных минералов .тогда как в случаи расплавов с повышенными рш0 и «0., Ач>|, .. тс содержащие.Однако иногда смену лорл и «Iс«-содержащих нарягонезисо? <-а ш-р* или ги можно видеть в продуктах

даюго извзржзпия (базальты Олимпийского прорыва 1972 года на 1УЛК8Н9 Л ланд) или в серии последовательных извержений одного ¡улкана (андезиты вулкана Безымянный,извержения I956-IS80 гг.) .'акое распределение указывает на обогащение летучими, в первую »чэрэдь, HjO головюх частей поднимаЕкг'-Ся магматических колони t апикальных зон перефираческих магматических очвгов.Для л.рь и •X андезитов вулкяна Безымянного разница в содержании нго оце-шна оксперьл8Нталыга в 3-4 вес Л (Кадик и др., 1986).

Считается, что при толзитовом тренде аволюции среди р* в ос-ювных массах пород базальт-андезитового состава крясталлизувт-:я рд и субкальциэвый avj (пижоштовая серая Куш),а при изве-зтково-щелочном-нур (гиперстеновая серия Куш).В целом это действительно так (рисЛ).Однако умвреннокалиевие толеитовие ба-тльты иногда содериат нур как среди вкрапленников,так и в ос-ювных массах вместе с рд .С другой стороны,рд вмосте о нУр от-«ечеш в основных массах некоторых известково-щелочннх умере>-юкалиевых базальтов например,на Ключевском вулкане).И лишь в кзвестксзо-щвлочных высококалиевых базальтах pj на обнаружены.

РисЛ.Составы Рх И 01 в остро во дугзшх базальтах 1-ш-толеито-вно серииа-

-1ШЗК0-К.П-

-умереино-к, ш-васоко-к: iv-vi-извост-хово-вдлочные серии: iv-уме-ронно-И9 уме-ренно-к ,W-t1g--умеренно-к, vi-умеренно-нд высоко-*.Ззли-

гый символы- ядра вкртишпгашов .открытая- краевые каймы вкрапленников и микролиты.

Очевидно, что эволюция расплавов по толеитовому или извест-юво-щелочному тренду определяется г^.Дашиа,полученные с по-

-UädL

__lllli Al

иощью («-а геоварометра-геотеркометрз для вулканов Камчатки I Курил, показывают (рис.2), что кристаллизация вкрапленников иг В0СТКОЕО-1ДОлзчицх Аврь-содерквцшс вулканитов происходила при существенно более высокой *02, чем толеитовых ря лев: для первых при *ог на 2-3 порядка, для вторых- на 0,5-2 порядка шше буфера то. Аналогичные различия установлены нами для вулканитов Алеутской дуги,а также А.Звартом (1583) для А»ря-в1-содер-кащих и рх кис лее лав запада США и Аляска.

Рис.2 Т--^ у слови криатоллизащш т норплов в лавах ( т-и-геотермомет ру-геобаровдтру. 1-островодуишо 1 рии;п-1п-вяутри плитные серии: ц-к-н.-субкелочные «елочные, ш-х-ще лочных безальтоя 1-3-тигш пород: 4 основные,2-среда

3-киыше (а- о в дссодэржащиш,б-боззедшаш темне ветшш минерал*

4-дшше для 0)1} образца ;5-6-кис. лавы Запада США Аляиш(Эоарт,15 б~й»,р|1 и л1,г>-ри.

ИЗ' ЕН' ЕЮ' Е> КЗ» КЗ»

Температура кристаллизации вкрапленников,рассчитанные п< зним геотьрмомотрам.в целом, закономерно снижаются от осно пород к кислим,хотя конкретные значения для разных геотерм ров чаото нэ совпадают, особенно в области базальтов.Так, j

геотермометру Кудо-Вейла вкрапленнихи в базальтах кристаллизовались при температурах I170-i370°C, в андезитобазальтах и андезитах- при 970-1250°с, в дацитах и риолитах- при Ю0-Ю40°С. По двупироксеновому геотермометру Вуда-Банно эти температури, соответственно, составляют I030-II30°C, SQO-IIOO°C, 960-Ю40°С, а по Ht-n термометру Бадщшгтона-Линдсли-910-1180оС,890-1080°С и 850-Ю40°С.По двум последним геотермометрам существенных различий в температурах кристаллизации вкрапленников известково--щелочных и толеитовых лав не обнаружено, хотя априори следовало оы ожидать болэо низкие температуры для более водонасыщенных известково-щелсчных расплавов.

Отчетливая корреляция состава породообразуюцих минералов (и вкрапленников и микролитов) и материнских пород, последовательные изменения составов минералов а каждой геохимической серии вулканитов от основных пород к кислым,наличие 10-20-кратных вариаций содержания вкрапленников в продуктах некоторых извержений при отсутствии сколь-либо заметных вариаций в химизме лав, мелет,по-видимому, означать,что большая часть вкрапленников кристаллизовалась из расплавов, соответствующих лавам по химическому составу,» не является реликтовой или ксеногенной.Сравнение особенностей состава-, морфологии и структурного состояния Fi разных фаций глубинности, а также изучение вариаций со -держаний и составов вкрапленников продуктов современных извержений вулканов Камчатки и Курил (Волынец,Колосков, 1976;Волы-нэци др. ,1979;Хренов,1282¡Цюрупа, 1987), наряду с анализом литературных данных по минералогическим критериям фаций глубинности (Волинец,Колосков,1982) показывают, что кристаллизация большей части вкрапленников, наблюдающихся в лавах, происходит в условиях малых глубин на уровне становления субвулканических интрузия в близпоаорхлостнкх магматических очагах а каналах вулканов, зачастую в процессе извержения.

Однако для многих (преимущесгвешо средних по составу) лзве-стково-щолочных вулканитов Камчатки и Курил характерно проявление неравновесных ассоциаций вкраплзнпиков:сочетание ядер анортита и андезина, обрасгавда каЯмами промежуточного pi , сосуществование er-Di и äv9. магнезиального и иыкзистого oi, наличие ядер нур с каймьма ьт, присутствие н одной породе ü.ipo-кого спектра темноцветных шсюрало», шелвчаыого oi. ct>*,

hit», c.-sb, i i-e» .накониц.ссаахсадеиич а •/. магп&зиодигдч. oi .Наличие ассоциация гк-раплон.иипй u.v.m укузипать iü

проявдошо процессов смешения магматических расплавов,что в ря случаев подтверждается находками в таких лавах разных по соста ву стекал и присутствием в ассоциации о ними гетеротакситовых дав и пемз (Волынац, 1979) .Последние (а следовательно и процесс смешения) наиболее характерны для крупных эксплозивных извержа ний, сопрог акдаодихся выбросами больших объемов еввнилыюй пирс кластики (пемзы, ютшкЗрити).С другой стороны, как уже указава лось, сочетание вкрапленников магнезиального 0!,сРх и Сг-Бр с кремнеземистой основной массой базальтов, андозитобазальтов и андезитов вулкана Шивелуч может быть свидетельством контаминации средних по составу расплавов веществом мантийного субстрат Сосков глуби! аат Включений в вулканических породах

Состав глубинных вклвчешй в островодузошх вулканических по родах Курило-Камчатокой системы, как и других островных дуг, заштко отливается от такового в лавах континентов и океэничес 131Х островов (Федорченко,Радионова,1975;Включения..,Х978;Щ&ка 1983¡Ермаков и др. ,Г987;Волынец и др. ,199и и др.) .Включения встречаются здесь в андезитах и андезитобазальтах но менее, а быть даже более часто, чем в базальтах.Среди включений преобладают различного рода габброида. а также основные по сос тагу мета'/орфические породы (кристаллические сланцы я амфибол ты), обичны и гранитоиды,- тогда кь~ гипорбазиты занимают подш ненное положение.Важной особенностью островодужных включений ультраосновного состава »шляется отсутствие барофшшных ассоц аций минералов (сг,натрового срк и т.д) при достаточно иирокш распространении р1- и йарь-содерсюада пара'лнезисов.Для вклвче ний основного состава весьма характерно присутствие Аарь-содв{ хащях разасвидностой (А»ри-гбббро,А*р(1-Рх-кристаллическкх сланцев, амфиболитов) .Иногда встречаются сложно построэшша включ кия, в которых породы ультроосновного состава ассоциируют с ад фиболитеми и А«рь-габбро.В целом, набор танов включений в пределах Камчатского и Курильского сегментов островодужной скоте ш идентичен, однако среда камчатских включений значительно ш рс распространены А«р(>- содержащие метаморфические породы, гра-нитоидц и пшербазити.Поелодгхке здесь обычно более даплетиров ны, тм на Курилах (Волынец и др.,1930).

Июгио включения самого разнообразно го состава от гранитоа, них до улътраоскоьиьх носут следа перекристаллизации и частич лого плаз. юная.Если для грашггоидных включений в базальтах и андезитах появление частичных расплавов прямо связывается с е

№ -

рометаморфркзсяим плавлением юс, го для ультраосновных вхлтв-п.1й в тех ке по составу лавах такой процесс далеко не очевиден. Как показано нами ка примере курильских гипербазитовнх включений в базальтах и андезитах (Болшгец и др.,I99Q),преобразование включений имеет многостадийный характер и авдззитовне расплавы (стекла) в лерцолитовых и гарцбургитових включениях появляются на стадии . мубинного метаморфизма их под влиянием существенно водных флюидов.Частичному плавлению включений предшествует стадия глубинной габброизании их с учаотием тех жа флюидов, выражающаяся в образовав хромистого ры,хромистого магнезиального Aaph и лабродор-битовнитового pi.Низкобарические преобразования ультроосиоввдх нодулей с формированием вторичных расплаишх включений в 01 и Срх, а также реакционных opx-Ht оторочек по oi в контактовых зонах включений, а«рь (¿ни») л Px-ft«ph-pi кайм вокруг включений, сильно оторваны во времени от глубинных процессов, а новообразс. анные темноцветные минералы отличаются от глубинных меньшей мвгдазиальюстьп и хромистостыо. Сходные процессы метаморфизма описаны я для камчатских ультраосновных включений (Колосков и др.,1980;В!ека,1Э83;Волкноц,Ананьев, 198Э), а также аналогичных включений в других островных дугах (Kuno, Aoki, ШГ| Aokl.Shib«, 1V7J И Др. ) И На КОНТИШНТЗХ !»•»», 197*} Fr»nsti, 1?76,1?В/) Wilkinson е.»., ИОНОВ И Др. ,1985,1984).

Соотав стекол из ультроосновких включений в лавах Камчатки и Курил изменяется от базальтового до сндезятозого, дацигового и иногда даже рмолитового :> характеризуется повышенной глинозв-Мйстостьв при изменчивой магнезиальности - железистости, содер-ния щелочой и их соотношении.Тем не менее, все подобные стекла отвечают по составу обычным островодужным вулканитам, что указывает на принципиальную еозможносг образования остроэодуинах магм за счет прямого плавления ультроосновного мантийного субстрата при участии водных флюидов.С этой точки зрения, особенно Г2К.-Ю наличие в ультроосновшх включениях стокол яндезитового (и дацитового) составов а высокими значениями кИ9 (0,61-0,65), типичными для магнезиальных андезитов островных дуг.

Особенности, рвСтэлелвгшого состава вулканических пород

Особешгастм родкозлекентного состаса вулканитов Курило-Камчатской островодужюй системы рассматривались в работах Л.Л.Леоновой с соавторами ¡1971-1079), А.И.Абдурахманова и В.И.Федор-чеыко (1980,I5S3,1Э04,IDC9), G.в.Иванова (1983),Т.И.Фроловой с соавторами (1935,1989), sauey с... «узв: и многих других.Одаа-

ко, наиболее полные данные получены в результате работ автора с коллегами (Поталитое ,Во линец, 1981;Волыноц и др.,1эте~1992).

Оценки концентраций редких элементов в вулканитах Камчатского сегмента островсдузкной системы (Волинец и др.,1987,1990) показывают, что от лав низкскалиевой серии через промежуточные по щелочности лавы умеренно- и внсококалиевой серий к лавам шо-шонит-латитовой серии возрастают концентрации всех литофилышх редких элементов и убивают концентрации когерентных элементов - Ре.у.сг.со.т.эс <в базальтах, пдобавок, и нд),а также А1(с».,в, с иг-Такая же в целом кариша фиксируется и для лав Курильского сегмента системы (Пополитов.Волынец,1981).Максимальные различия для всих здекэнтав,кроме когерентных,а такие ть, гь, 1ч наблюдаются в Оаазльтах, а для большей части перечисленных элементов в кислых лаьэх.Отношение концентраций элементов в базальтах шоио-нит-латитовой серии к их копцентрациям в базальтах »шзкокзлие-вой серии максимально (>Г0) для И1,и,в*-, изменяется от б до 10- ДЛЯ К,КЬ,5е,и,Се; ОТ 3 ДО 5 - ДЛЯ С5,ег,М,5я,гг,Н^,№,Та( ОТ 1,5 ДО Г!,О - ДЛЯ 6:1,ТЬ,Ей.Г; ОТ 1,1 ДО 1,3 - ДЛЯ Т,ТЬ,1и,и,Н«,

II < 1,0 - ДЛЯ Ге,Нд,У,Сг,Со^1,Зс,А1,Еа-,'С,'С1,Б.

В целом такое распродедонио элементов по группам от первой к последней примерно соответствует ряду элементов по возрастанию коэффициентов распределения меаду минералами мантийного субстрата и частичными вшловкаш из него (ыоо||, 1979), т.е. последов тельному уменьшит» стопош иекогерентяости элементов. (Исключения касаются: с* и кь, которые в действительности имеют кр меньше,чем кь и га кв меньшо, чем Ls.ce, а также л1 и

с», не относящихся к группе когерентных элементов).Такое сходство могло бы указывать, что в случае одинакового по составу исходного субстрата для первичных расплавов, продуцирующих вулканиты разных геохимических серий, базальты шошонит-латиговой серии дотам были генерироваться при существенно меньшей степени частичного плавления, чем базальты низкокалиевой сории. Однако,ото ко согласуется с тем,что различие по концентрациям нд,ге,с*,А1 в базальтах укаэашшх серий очень невелико.«ГОЖ),

С другой сгорыш.нэйиюдевмнй ряд элементов в общем сходен с рядом подвижности элементов в водном флюиде, установленном в экспериментах по дегидратации сорпоиттшта (т»г«ия1 с.»..1?04). Таким образом, обогащоыи яюшолитсшх базальтов по сравнению с шзкокалиевыми могло би быть в сущесгееннсй мере обеспечено большими флюидными дсОавкаг' к исходному мантийному субстрату.

-2Б- .

Однако в указанных экспериментах установлено,что нь (как, надо полагать,и та) остается в этих условиях инертным и практически не переносится воднш флюидом .Это обстоятельство приводит к мыслз.что обогащение базальтов шошонит-латитовой серии иокоге-реятннми элементами связано с добавками их в область генерации магм в мантийном клине нэ только за счет флюидов, выделяющихся при дегидратации субдуцируемой плиты, но.возмохно.и за счет небольших объемов частичных выплавок из этой плиты, возникающих при очень небольшой степени ее плавления (ваиву.твк

В лавах каждой геохимической серии с ростом кремнокислот-ности пород от базальтов к дацитам и риолитам возрастают концентрации Cs,Rb,Li,K,Ba,Fb,Bo,Le.,Ce,Th,U,Zr,Hf,Nb,T& И убЫВЗЮТ . Al,Mg,Fo,Ca,Ti,p,Sr,Sc,V,Cr,Co,Nl,Cu. При 8ТОМ МаКСИМаЛЬНЫб ЗНЭЧв-ния отношений концентраций редких элементов в кислых породах к ' основным наблюдаются в большинстве случаев для лав низкокалиевой, а минимальные- шошонит-латитовой серии, хотя абсолютные значения концентраций в последних намного выше.Наиболее быстро в кислых породах по сравнению с основными возрастают содержания Cs,RU,K,Th,u и убывают v,cr,cc>,ni,cu. Концентрации в» в лавах низко-,умеренно- и высококалиевой серий возрастают от основных пород к кислым, однако в лавах шошонит-латитовой серии ош достигают максимума в трахидацитах, а в более кислых лавах уменьшается в связи с фракционированием Fsp .В кислых лавах внсокока-лиевой серии концентрации легких ree еышв , а средних и тяжелчх пита,чем в основных,что,по-видимому,обусловлено фракционированием ftoph, коэффициенты распределения легких ree, в котором могут быть близки к 1,0, а средних и тяжелых ree заметно превышать

1,0 (Arth,Barker, 1976). ВвЛИЧ1ШЫ Rb/Sr, B«/Sr, Ui/ГЬ ОТНОШвЕИЙ

такие увеличиваются с ростом кремиекислотности пород, тогда как значения к/яь отношений пгут как уменьшаться, гак и остава-л.ся практически постоянными.

В каждой геохимической серии от основных пород к кислым, несмотря на широю ь вариации в содержаниях как пвтрогешшх, так в редких элементов> главные особенности химизма наследуются, что наглядно проявляется при анализе вещественного сссгэт.ч лав конкретных вулканов.Так,в толеитовых низкокалиевых лавах кальдер! Ксудач (Камчатка) и кальдеры Львиная пасть (с.Итуруп .Курилы) от базальтов к дацитаы концентрат ы ree увеличивается в 3-4 раза, однако i '.".гоага L^/yi. откоиенмя практич',^:;«г не меняется,и графики распределения лее для всех типов пород имеют cyfirop-'soii-

талышй вид (Антонов и др,1937;Волшец и др.,1990).Для переходит по Гео)пдО отншэкию дйв еизкокшпювой СбрКИ вулкшш ильин-сккй (Камчатка) величина (-»/гьм отношения возрастают от базальтов (0,75) к андезитам (1,45) и далее дацитам (1,8), однако остаются значительно болов низкими, чем в базальт - дацитових лавах иотонит-лаигаовой се рви кальдеры Унсичан, где она ызгоются от 3,0 до 4,6 (Волывец и др.,1990М> даффорекцарованвой серяа магнезиальный андезит- риодацнт вулкана Пийпа на Западных Алеутах кислые лавы сохраняют повиакшуз иагназиалыюсть, повшй>в-ша концентрации Ы1 и сг, а также присущий андезитам этого вулкана дефицит На, Се, тп по отновшшо к к и (.¡>. В целом уровень концентрации редких элементов в средних к кислых лавах зависит одаако не только от уровня концентрации их в исходных базальтовых ыагмах.но и от характера фракционировшшя.Напршмр.р&злн-ая ,6 величинах ьа/ <ь отношения в дафферевцировашшх лавах низкокалиевой серии кальдеры Неудач и вулкана Кшгтского при сход их в базальтах могут быть смоделированы отсутствием №я первого) и наличием (для второго) небольшого количества от в составе 01-срх-Ап кумулуса (Врлынэц и др|1990),РаИ1аа шдедеяш ж в лавах Ильинского вулкана по сравнению "с лаваш кальдеры Неудач связано, видаш, с более высоко? *02 в расплавах, о чем косвенно свидетельствует различное положении пород на диаграмме Ну леи Дго. С другой стороны, всл0дствиэ НИЗКИХ во ЛИЧИН 1.а/И> 07-ношешй в родоначальных расплавах низкокалиевой серии, в дифференцированных лавах ее они практически никогда не достигает значений, характерных для высошкалйввах лаи.Иногочислэнше примера наследования ре дао элементного состава он основных пород к кислим, а также влияния на этот процесс особенностей ^шцю-цировшшя расплавов,обусловленных вариация)® рн20 и *д2 в магмах, приведены нами ранее для вулканов, как Курильского сегкан-та дуги (Подводный вулканизм. ,1333), так и Камчатки (Пополитов, Волшюц, 1931 -.Волыноц и др., 1990).

Хотя концентрации редких элементов в островодуишх вулканитах широко варьируют в завис,"мости от их к-Е.елочкости и степени дг^фэронцированности, вси окй отличаются целым рядом специфических черт, характерных для ¡,шгм зон перехода океан-конти-аент.Это касается, прежде всего, обеднения островодужнах лав по сравнению с лавами других геодинамических обстиновок п,№>, г» и, соответственно, повышешшми значениями гг/нь.и/нь.и/Та, Гл/Г4 л других подоян'.'х атнойсший, где в знаменателе стоат эти

зяввдяты. Другой особенностью островодужнцх лав является обога-тцэдше за щолочгааи (с»,и>,х> и цолочноземедышми (®»,зг) элэ-кшта« по срщжзшга с легкими ree и повышенные значения cs/l*,

Rb/U,K/U,B»/U ОТЯОЯ9НЙЙ (К»у, №3| Wood «.а,, Ш0| Sill, J?M| Nikufjr* e.t.,t?e? я др).Наконец, для большинства островодук-1ШХ дав характерно обогащение as. а для базальтов- обеднение И5,н1,сг и нташе Hi/Co (0,5-2,0) и cr/v (<1,0) отноэепия.Дииь в ыагназкалышх базальтах а кн^0,65 концэнтрации ni и сг прн-блияэвтсд к значениям, характоршм для пзрвячзшх базальтовых мантийных магм - 350 рр* и ооо рр«, соответственно (Коко и др. ISQ2), а значения m/со и cr/v отпоаашж сукестЕОнна увотачнва-отся (3-5 и 1-3),Содоршям этих элементов а мапгозиалмшх андезитах Камчатка и Алеут, хотя и уступают таковым в магнезиальных базальтах, все же обычно вида, чем в глиноземистых базальтах и,видимо,такие близки к уровню их концентраций в первичных андэзитояых мантийннх выплавках.

Глозше геохимические особенности оотроводужных вуданатов наиболее отчетливо проявляются при сравнении их о лавами других гоодотомических обстановок о помощь» спайдердхаграь-м, где концентрации гигромагматофьшшх радгаос элементов, ранхироа&имх по значениям коайиционто распределения между МЕкерзяет! мш-тийного субстрата и расплаваш (слева направо от каньаих кв к больишм), нормирована по их значэнзад в нэдзшютироваиноа маа-тии (рко.З).Хотя концентрации большинство этих элементов существенно изменяются о базальтах разных -геохимических серий, рисунок крмшх оотйотся практически постоянным,будучи весьма типичным для базальтов а вндэзитобаззльтов из других эол пэрехода ©кван-континэнт (но1«,1?зз|Волынвц и др.,19Э0).Все они характеризуются заметным и склоном кривых распределения слева направо, т.о. предпочтительным обогащением сзтроводуиных лав 8»,и,к по сравданию с u,c«,p,zr, а последних по сразяэгаю с т<,г,гь и, кроме того, существованием глубокого минимума по т» <«ъ>, максимума no sr ,а для вулканитов Курило-Камчотской системы, как и больишетва островных дуг,и минимумом по тп.

} Только титанистое (1,5-1,6 55 по2> высококалиевые базальта Толбочинского доля на Камчатке отличаются отсутствием sr--мйксимума.что, как показано н»ад ранее (Болынви и др.,1990), хероктарно для производных магматических расплавов, возникших посла прекращения активной субдукции.

Отметим.что распределение элементов по степени обогащения ими островодужных мата в общем соответствует как их когэрент-

Рис.З.Вариации гигромагматофа-льнах элементов в средних составах островодужных (I )и внутри-плитных (н базальтов (нормировано по не да йотированной МаН-ТИИ,Wood, . Геохимические серии лав:1-виз-ко-к,2-умэрен-но-х,3-шсоко-к, 4-шошонит-да1и-Т0ВВЯ,Б-К-Щ9Л0Ч них базальтов,6-

-К-М»НВ№ЛОЧНО-

олйванбазальто-вая и базальт-комендатовая,7--x-Ni-щелочноба-зальтовая.

Та U С» Ъг

НОСТЙ,Так И ряду иоддашсти в ВОДНОМ флюиде, ПО ТаЛаш»! е.»., ШП4),НЧ что у») обращалось ишшинао г-шэ.Прл этом суиостпови-¡ше 8' -максимума ь лшшх (как и повышенные концентрации А»2ог) возможно указывает на присутствие в источнике островоду»шх магм п (минерала-концентратора аг ).то есть на вероятность процессов габброизашга мантийного оуСстрыто.Наличие ыь~ и т*-ма-нимума в остро во дузашх лавах хорошо согласуется с инертностью этих элементов в ьодном флюиде,однако существенное послодокгге

льное yBSJкчедае их концентраций от низкокалиевых к шошонитовим базальтам требует другого объяснения.Один из возможных вариантов приведен вниз.По мнению Т.И.Сроловой о соавторкми (1989), дефицит и, а тага® № и т» объясняется сохранением в источнике их реститовых окисаих титанистых фаз (минералов-концентраторов этих элементов),вследствие относительно окислительной обстановки в области генерации таких магм.Однако эксперименты (Ryerson, w»tson,ive7) не подтверждают это предположение.

ffiäsicue концентрации в обычных остра во дужных базальтах Ni,cr, а также низкие щ/со и cr/v отношения могут быть связаны с тем, что базальты не отвечают первичным выплавкам и представляют собой заметно дифференцированные разности.Этой гипотезе не противоречит тот факт, что в каждой по к-щелочности геохишческой серии магнезиальные базальты по сравнению с глиноземистыми несколько обеднены большинством гигромагкатофмльных редких элементов (см. рис.3), а также результаты модельных расчетов по концентрациям кее, выполненные нами для базальтов Центральной Камчатской депрессии (Волынец и др.,1550).

Царяотасьй состой сярснция вульосичеысш: пород Лзализ шевдхся па сегодня прецезцопннх данных по изотопному составу sr в позднекайнозойсгаэс лавах Курило-Камчатской ос-троводужной сиогеш (Хотин л др. .,1983; Виноградов г др. ,1985 1986; Журавлев и.др.,1985; вшеу e.s.,i?e8| Волшгец и др.,1987, 1988;Подводный вулканизм.,1993) показывает,что. вариации величин e7sr/86sr отношения для лав 27 вулканов Камчатского сег-кента системы лэзат в пределах 0,70301-0,70465 (п=87),адля лав( 57 вулканов Курильского сегмента в пределах 0,70271-0,70407 (п-180),причем только для двух камчатских и одной курильской пробы эти значения превышают 0,7040.

Подобные значения характера скорее для энсиматичесю« (вну-триоква1Шческих),чем для ансиалических островяь.г дуг (и?яап,

1903; Gill, 1504; NoHu, 1733; NoUu е.а., 1?ЕЗ| PiUnett, Hitsu-

hiz», Kuriisava, l?BIs Von D-ach e.a., l?B& Y, Др.).ТаК ДО СВОДКО Le-еа*л, величины ersr/8<sr отношений в лавах островных дуг Идзу, Шраанской,Бисмарка,Иасно- Сэедвзчвроа лежат з продолах С,75.'Ц--0.7043 при средних значениях 0,7036-0,7038 и п=24-54.По дац-шм разных авторов,зги вэдички для дав Алеутской дуги (включая мвтериалы по Западным Алеутам,гд.? субдукш"0!"(!;й процессы сочетаются с процессами рассеянного заду; oegj'o слрединга) составляют 0,70255-0,70363 0i*I4O),B то же время для внеда,лическсЯ

дуги Ю Японии -;sr/8&sf отношения существенно вше- 0,70357-0,70634 (lUtsuchiei.KurkbiV&.mSi.

Одно это обстоятельство может.по-видимому,свидетельствовать об отсутствии существенного влияния древнего оиаличоского фундамента'на состав магматических пород Курило-Каачвтской оотро-водухной системы или об относительной "незрелости" его.Подтвер-кдэнием очень слабой контачинации первичных магм сиэличаским материалом или вообще отсутствии такового явля&тся и данные по ИЗОТОПИИ Nd (Куравлев И др. ,1585) -По соотношению 14!Nd/UVl с B73r/84sr лавы Курильского сегмента системы лежат в области мантийной корреляции,соответствуя попа вулканитов ансвматкчес-ких островных дуг.Наконец,в этом смысло показательно такте почти полное совпадение интервалов значений sr -изотопных отноаа-ний (Еолынец и др,1987) для лав Восточного пояса .где "гранитный" слой реду^хрован.и Срединного хробта.гдо мициость "гранитного" слоя соответствует континентальной (Е леста,1981).1£ра этом,судя по имеющимся дьнним,современные ¡ начония S7sr/B4sr отношений в гршштно-мотаморфиеских комплексах Срединного хребта зеызтно ваше,чем в метаморфических комплексах Восточной Камчатки (Хотш и др. ,1983;Виноградов'и"др. ,1330).

Для различных, по кремнекислотностя вулканических пород Камчатка и Курил (от базальтов до дацитов и раолитов) не устанавливается систематических различий в величине sr-изотоиных отно-ионий (Виноградов и др.,1385;вйИсу «. , шл-Волынец и др., 1988;фролова и др.,1989).Капридар,средние значешш величины 87Si-/86Sr отношений для лав фронтальной зоны Соьоро-Курильско-го и йкно-Курильского участков Курильского сегментов острова-думюй системы составляют,соответствено (Подводный вулканизм.., i993):b базальтах и андезитобазальтах- 0,70320+0,00012 (»=32) и О.70344¿0.00009 (г9),в андезитах- 0,7032.4.Д,00009 (п=34) и 0,70346f0,00012 (п»9),в дацитах и риодацдтах 0,70315+0,03010 (п»5) и 0,70348^0,00006 (п=4).3ти наблюдения указывают,очевидно, что кислые магмы Курило-Камчатского региона генетически связаны с основными,а не ивляю^я продуктами плавления дровнегс сиолг .еского субстрата,кзк ото пррг,полагается рядом авторов.

Вероятность заражения перьи-ишх расплавов коцоствсм мол&но-крьтовогс фундамента существу«',однако,поскольку последний имеет довольно низкие значения современных sг изотопных отношений, рвнпш в сродном 0,7033 (Хо'нш и др. ,1983) .чтобы достичь значений sr/Bisr .характерах, нагфимор, для фронтальных зон ¡&аюй

Кямчатки (0,70338) или Южных Курил (0,7034а),рзсшэвы о первичным зг изотолшм отношением 0,7030 (среднее значение для тыловой зоны Курил,Волинец и др.1083) должны были бк ассимилировать 40-50?ь материала Фундамента,что кажется невероятным и на согласуется с другими геохимическими даигг-ш (Авдейко и др., 1539).

Изотопный состав бериллия вцлкашчесюа пород

Изучение особенностей распределения космогензгаго изотопа бв-риллия-^Ро в лавах исторически датированных извержений вулканов модат дать исключительно вашу» информацию о процессах суб-ДУКЦИМ в островных дугах (Тег» е.*.,1?св| «огги,1?8?,т0 И Др). Этот короткокивущий изотоп с периодом полураспада в 1,5 млн.лет образуется в верхних слоях атмосфер» под воздействием космического излучения на молекулы «2 и о, й попадает с атмосферными осадками но Земли, г до фиксируется в поверхностном слое глинистых осадков из суше и на дне океана.Содаркшпга 10ге в осадках брлеа чем на 3 порядка превышает его содержание в базальтах СОХ а океанических островов (-:1x10й ат./г.10бе)- других слагаема* еубдуцируэмой лятеофериой плиты.В случае вовлечения осадочной :<окпсиеити в процесс выплавления островодушя. магм в современных лавах островных дуг должно фиксироваться посшзежоэ количество 10»в (>2хЮеат./г.) по сравнения с лаваш вулканов,но связанных с зонами субдукции (рифты,океанические острова и т.п.) Действительно,такие явления установлены для ряда областей конвергенции плит (Алоугская и Японская дуги,Центрально-/,моринан-ские Кордильеры,Чилийско-ПоруонскиЯ оегмонт Анд).Известна,однако, островные дуто (Зондская,Марианская,Хадьмгхора),в лавах которых содеряэяие иаотопа108о сопоставило с его содержащем в лавах СОХ,океанических островов и молодых континентальных пла-то-бвзальтах (< 1хГ6 ат./г. ).Это обычно интерпретируется как ошдотэльово преобладания аккроцио."длх процессов, приводящих к "скучмвшида" осадксв у подножья дуги над их оубдукциэа.

В то же время,ряд наблюдений (см.цитированные работы) показывает,что наличие повышенных концентраций 10в» в островодужных лавах не связано о процесса;-'« их выветривания,непосредственной космической бомбардировки или близповерхностной контаминации магм, о помадном особенно отчетливо свидетельствует постоянство величины 10и»»/11<? в мономгахералышх фракциях одной породы или различных по составу и содоркашю 1 % породах одного вулкана.

Про".«ссором Ф.Тера и доктором Дж.Моррис из Института Карнаги в США определены концентрации10?«? в лавах 23 современных извер-

юэний вулканов Камчатки и Курил (Цветков и др., 1939,1991).Установлено, что в лавах Курильских вулканов содераэнио10в» составляет 2,2-7,9x10® ат./г.,а в лавах Камчатских вулканов колеблется от 0.0 до 3,7x10® ат./г.причем ливь для двух вулканов (Опала Я Кр»:конинникова) эти значения превышают 1,2х106 ет./г. (2,6 и 3,7* Юе ат./г.,соответственно).Причина появления таких аномаль-

. объектов рассмотрена нами ранее (Цветков и др.,1991).Вели-чнт10ее/[1ч в Камчатских лавах тагам заметно шгею5чоа в Курильских: 0,9-3,7х10_1: и 7,8-45,7х10-11.

Проведенные на основании данных по содержанию 10во в лавах расчеты по методике (тега а.а., 1?а4) показала,что доля осадочной комнононты при образовании Курильских мага $ 42, а Каччатс-• ких- <1,5% (о ели не учитывать вулканы Опала и Крашенинникова). Эти величины ьполне сопоставимы с оценками доли осадочной компоненты в генезисе магм целого ряда островных дуг и активная континентальных окраин.полученными с использованием аналогичных исходных данных, а также подтверждают сделанные ранее на основании изучения распределения кее и изотопного состава вг и м вывод (Журавлев и др,1935;г1шг«1о» е.».1?87(4вдей<о и др,1987) о сравнительно незначительном,но реально происходящем вовлечении осадочного материала в процосс магмаобразования в области Курило-Камчатской островодуююй скстеш.

йзавдшсъД состав всворода и кислорода вулканических пород Данные по изотопному составу н, и о, важны для анализа источников н.,о в островодуюшх магмах. Исследования изотопного состава н„ й о, в а«^ и »г из четвертичных лав Курило-Камчатской осгроводушой системы,проседешше нами совместно с В.А.Та раном,Б.Г.Покровским И С.Д.МШЭОЬЫМ (Т«-»п е.»., 1792).показали значительные вариации величины йг для ш (от -40 до -108°/оо) и ли"> (от - 26 до -П5°/оо) при вариациях о'°о от +4 до +б°/оо для В1 и от 1-5 до +6,3°/оо для Алрл. Подавляющее большинство определений попадает в область "нормальных" значений для свежих вуддаглчАашх ^ород; а? от -50 до -100°/оо, 01Во от +б до »1С0/оо (т«у 1 и>-, 1?7о). Наиболее кзотопно ттзжЛ н2 обнаружен в минералах из лав подводных вулканов Центральных Курил.

В В1 величина Оо прямо корродируется с их относительной хло-ристость» (алп+г) .При этом для В1 из лав Камчатских вулканов (все они Н0П0М1Ш0 > наблюдается также прямая корреляция этой в личины с содержанием н.,о,тогдп как дли »1 Курильских вул1санов (все они подводные)- обратная корреляция.Оба тренда неросека»

ся в интервале значений öd от -SO до -50°/оо к содержании не около 3 вес.Ж.Сходные значения ßt (от -40 до -60°/оо),судя по экспериментальным дашшм но равновесию и2о-порода,должен был бы иметь водный флюид,полученный при дегидратации измененных подводных меловых базальтсв Камчатского полуострова,öd которых,по дашшм Б.Г. Покровского, лежит в пределах от -60 до -30°/оо. Эта величина бо (ит-40 до-е0°/оо) принята нами в качество изотопной характеристики водного флюида.образующегося при дегидратации субдуцируомой океышческой плиты и участвующего в генезисе ост-роводужшх магм. ^Присутствие же гидроксилсодержацих минералов с более изотогшо-тяжелнм и изотопно-легким н2 видимо связано с контаминацией магм,соответственно,морской и атмосферной н2о.Так как изученные образцы практически не изменены,мокно,вероятно, полагать,что такие вариации связаны с контаминацией расплавов в промежуточных магматических камерах до их кристаллизации.

Хотя объем данных по изотопному составу оп в валовых составах пород Камчатки и Курил пока недостаточен,анализ имеющихся материалов (Виноградов и др.,I981¡Иванов,Устинов,1988; а также собственные неопубликованные дяшше) доказывает,что вариации ö1Bo в лавах этого региона (от +4,2 до +9,20/оо, п-57) близки к наблюдаемым (от +3,8 до +.7,9°/оо,п=83) в вулканитах Алеутской дуги (Kay,кау, 1992) .При этом,по величина 018о отчетливо выделяются две группы вулканов: одна,преобладающая,где бшо лежит в пределах от +4,2 до +6,5-7,0°/оо,другая (включающая вулканы Безымянный, Ключевской,Зимины,Шивелуч в Ключевской группе на Камчатке,а также Эбеко.Прево.Мильна на Курилах) с 0,8о в лавах от 6,5-7,0°/оо до 8,5-9,2°/оо.Значения ö18o в лавах вулканов первой группы лишь ненамного отличается от таковых в Гавайских то-леитах (4,9-б,0°/оо, но ку5ег d.s. 19В1> и, в целом, близки к среднему (6Ю.5Ж) для неизмененных магматических (юрод (Виноградов и др.,1986),что указывает на близость лыв по этому параметру к первичным мантийным производным.Для лав вулканов второй группы приходится предполагать контаминацию изотопно-тяжелыми морскими осадками или дрорикми метаморфическими породами. Последнему но противоречат несколько повышенные,по устному сообщению В.И.Вдюградона.по сравнению с обычшми для Камчатки значения

Отметим,что ряд исследователей,например, tiitsuhisa ov?:> приводят для водного фмзида, ьисьосзогяаэдегося из субдуцируьмой плиты,сходные значения Ьв (от -30 до -б0°лэо).

<;г-изотопных отношений в лавах указанных Ключевских вулканов.

Латеральная зональность вещественного состава вцлмжиъсв

Поперечная геохимическая и минералогическая зональность вулканитов является одной из характернейших особенностей островных дуг,проливающих свет на происхождение острозодужных магм (gui, mu .Особенности проявления такой зональности для Камчатки и Курил с разной степенью детальности рассматривались в работах Г.С.Горшкова (196У).,Э.Н.Эрлиха (1973),В.Н.№скуяова (1975),Л.Л. Леоновой (1979),В.И,Федорченко, А.И.Абдурахманова (1989 И др.), Т.К.Фроловой с соавторами (1989),автора с коллегами (Пополитов, Волшоц,1981;Волкнец и др,197в,1987,1930;Подшдаый вулканизм., 1993) и др.,а наличио ее видно уда из выполненного выше анализа пространсгзешюго распределения геохимических серий вулканитов.

Поперечная зональность минерального состава лав наиболее детально изучена для Курильского сегмента система и Юкной Камчатки .Бссыи исследователями отмечается,чтс лавы фронтальных зон вулканических поясов характеризуются,в основном,даупироксоновы-ш аосоцищаями фенокристов,тогда как в базальтах тыловых зон вкрапленники орх редки,а в средцшх и кислых лавах широко распространены вкрапленники а«рь и bù Иногда последние встречаются здесь даже в базальтах.Однако в пределах крупных поперечных структур лавы с а^ь содержащими парагенезисами вкраплонников П( тшнотся и во фронтальных зонах вулканических поясов.

Отличаются также и составы одкоимешшх минералов из пород разных зон вулканических поясов.Гак,в лавах тыловых зон по сравнению с лаваш фронтальных,pi ,в долом, макео кальциевые, о более высоким уровнем концентраций к, в^.зги mnbimm-Fp,eaph характеризуются более высокими к/и* отношениям:», oi, соответственно, балов магнезиальные,ср>.- болоо кальциевые и менее хвлв-зистые о позашошшм содержанием п.м.а в базальтах и о.Эволюция из лзв фронталыих зон чаще идет по толоитовсму.а в лавах тыловых зон- по извостково-щелочному тренду.

Данные о распространенности A»pi> содоржыдих ассоциаций фенокристов в лавах указывают на большую обводненность магм тыловых зон вулканических имсов по сравнении с магмами фронталышх.а результаты расчетов по nt-г. гвотермометру-гаобарометру- на более высокие значения окислительного потешдяала при кристаллизации магм в тыловых зонах '.но 3 ,U -1.5 log f0,),4rro согласуется с большой степенью окислинцг.оти г о в вулканитах тыловых зон.

Во всех вулкаиичоских поясах проявлена поперечная геохими-

чэская зональность,также наиболее детально изученная для Курил а Юншой Камчатки (Долгокивудай центр.. ,1980;Пополитов,Волыноц. 1931 ¡Подводный вулканизм. . ,199Щ.0на выраиаэтся в повышении с востока на запад,от фронтальных к тыловым зона;« поясов концентраций в лавах одогих пэкогерентшх элементов <.кь,и,вв.в«,зг. и,П,и,Се,НЬ,Та,гг,и,Мо ф!!С.4) И ВвЛИЧИН К/«»,КЬ/5г,Г»/УЬ,

Рис.4.Вариации кон ценграций гягромаг-матофилыых редких элементов в базальтах Северных (I) и Южных (п) Курил (нормировано по не-дэплегарованной ман-ТИИ,Ыоо<),177?>. 1 - 5 -ВУ ЛКаЯИЧО СМ18

зоны: I-фронтальная, 2-промехуточп8я,3--тылозая.

зг/са.ти/и отношений. В породах основного состава в етом ве направлении растут концентрации и других элементов,как некого рентных-р, г, м, иногда Т1 .так я когерентных-«!),N1, с г. От фронтальных к тыловым зонам поясов з целом уменьшается

_ __степень дифференци-

ШШШ. ШШЬ роввнности вулкани-

тов И СНИЖАЮТСЯ содержания В НИХ Ге,V,величины К/КЬ И Ге/Ге*Нд

¡юшвний : в средних и кислых лавах- концентрации с«,тх,си,2л1

и.Следует подчеркнуть изменение вкрест простирания структур •-■строьодукной системы состава летучей фазы,в частаости.возрас-таБИв в лавах тылових зон содержания н.,0 .концентраций г по отношению к С1 и в,а с - по отношению к 5.

Сходная поперечная зональность наблюдается в каждом из вулканических поясов Камчатки, однако здось она осложняется последовательным увеличением концентраций в лавах многих литофильных редких элементов с удалением от линии современного вулканического фронта (рис.5).Особенности поперечной геохимической зональности, отмеченные наш,типичны для островных дуг (бш ,1381), хотя для Курил зтот феномен изучен,пожалуй,наиболее детально.

Следует заметить,что наличие или отсутствие латеральной зональности составов лав по отдельным элементам,а таюке степени ее контрастности зависит не только от различий в уровнях концентраций элементов в исходных базальтоидах.но может определяться и особенностями фракционирования расплавов в разных зонах вулканических поясов,обусловленных вариациями значений и р. 0 в магмах,что отчетливо видно на примере распределения г'.гл.уь и ряда других элементов (Подводный вулканизм... 1953).

В соответствии с поперечной геохимической зональностью вул-хаштов вкрест структур островной дуги наблюдается смена ассоциаций глубинных Еклочоний в лавах и их составов.Так,и па Камчатке и на Курилах включения анортитовых габброидов (алливали-ты , эвкриты) развиты только ьо фронтальной зоне дуги,где проявлены породы низкокалиссой серия.На Курилах подавляадее боль-шнетво находок включений гшгор^азитов.ллрь-содержащих габброидов и метаморфически пород приурочено к вулкана),1 тыловой зоны.Габоро и метаморфические порода из включений- в лавах тыловой зоны отличаются от подобных включений в лавах фронтальной зоны несколько повышенной щелочностью и титанистостью.На Камчатке нклачшм дунатов и гарцбургитов.обычные н-> вулканах Восточного пояса и Центральной депрессии,но обнаружены в лавах вулканического пояса Сродишюго хребта,где разлита только включения пиро-кссшт-ворлит-кортландитовой ассоциации.

Б лавах Курильского сегмента осгросодужноа счетами (включая Камчатку и СЕ Хоккайдо) установлена хороао выраженная по-пе/ючнпя зональность но изотопным характеристикам е-' (рис.6),в ьлкаяано.чсо в^лпчг.ка е/ь>/='5йг отшпишей ь лавах статистически уменьзылсп от фронта к гнлу осгроьюа дуга (Виноградов

и др.(1933;Вшетец и др., 1338).Дня собственно Курильской часта этого сегмента сходная зависимость наЛяядзется а для величин |<5нл/1<1« (Журавлев и др.,ЗЭ85).Пря этса величии 57ег/6зг

Рис.5.Вариации величин и/уь отношений в позднекейпозойских лавах Камчатки в зависимости от расстояния до вулканического фронта. I-основные, п-срэд-нме.ш-кислне лавн. I-островодуиаыэ,2-3-внутришшт!шэ вулканиты (2-к-целочнобв-зальтовея ,з-х-я»-ще-лочнае и субщелочннэ сории).Какдая точха--среднве для спрздз-ленного по зю2 типа пород отдельного вулкана.

и изм/жм - отношений обнаруживают отчетливую отрицательную корреляцию с глубиной до сейсмо-фокальной зоны (Во-■шшвц и др.1383¡Подводный вулканизм.., 1993».Сходный тип зг--изотопной зональности ус.эновлсп для дуги ОВ Хонсю (11оПи, л>ог;.йдзу ■Огасовяра (Not-j4.is.siki, 1?е?.>,£вджи.Сулавеси,Новой Зеландии !ош,тп .Восточных Ллеут (кау,кгу,1??г).

(ир>)« • В

* * к

< «

л

* *

»"с

зк и щ ек -

. Л 1А

- (и/УЬ)» * # и

*

•

* • #

• • • •

•

V

*

- •

• 4*

ни . &к ;

«а »1 И

(и|«)к » 1

*

*

~ *

« . •

*» » •

% • 1 1

V 1 *

• •

- * •

.V

— ■ 1 т" 1 с« икд 8К *

»« ги «я

• ! « г » 1

Я

Я

ъ

1

я

:

ЧЗО"

В пределах Курило-Камчатской островодукной системы наряду с поперечной наблюдается и продольная геохимическая зональность.

Рис, 6. б,- -изотопная зональность лав Курильского сегмента 1-3-вулканы: I-фронтальной ,2-промежу-точной.З-тыловой зон (а-действующие,б-по-тухииэ);4-8-эначения

0/5г /048г -отношэний для лав разных учас-коз: 4-Б-мшгамальные значения для лав тыловой (4) и {.ронталь-ной(Б) вон;6-8-сред-нее значения для лав •таловой (6),промежуточной (?) и Фронтальной (8) зон.Цифры у точак-шшчест-во анализов.

Тйк.уке достаточно давно Э.Н.Эрлих (1966),а позднее Т.И.Фроло-па с соавторами (1989) отметили повышенную щелочность лав фронтальной зо!ш( Сонорного звана Курильского сегмента системы .го сравнению с Центральным и Юкным.Нашими работами установлено такаю повышенно щелочности и б тыловой зоне этого участка дуги (Подводный вулканизм..,1993(.Сравнение данных по редким элементам показывает такие, что с юга на север от Юхшх и Центральных Курил к Юааюй Камчатка в средних составах вулканитов для каадп-ги участка фронтальной зоны дуги возрастают концентрации 1ч,зг, в»,а. В то ж> время,по данным Ю.М.Пузанкова и др.(1991), концентрации п и величины п,/и отношений в целом для дуги .1, особенно заметно для тыловой зоны, уменьшаются в том ¡ко направлении.

Изотопные исслидовшшя, проведенные в последние года,показали,что как для Курильского согмонта в отдельности (Журавлев и др.,1985¡Виноградов и др.,1986;Ы1оу ^».л^Волыноц и др., 1988).так и для всей Курило-Камчатской островодукной системы

наблюдается продольная sr-изотопная зональность (рис.7).

• 6В1 -.10

-ад

-60

•-со

-юо

8 Б

г

."Sr/^Sr 0.WQ

0.1055

0-1050

Htnph Bi

О • оо •.

I * о

-I-1_U.

I %

—1_1_

_1_■

? о

во» О

<9 «

•«»> да в

• • • а м во

«« • ' «V **

• О 4

i?«

О 0 в ^а

И

Ct6tl>lt«l

55 ш№ви,гом.

охошидд | к у рилы I k V н ч к т ¡ГТ

J К V F И Л b С КИ Й ССГНЕНТ I ККМЧЬТСКИЙ СИНШ • I .

Рис.7.Вариации изотопных характеристик лав вдол1 Курило-Камчатской островодужной системы Нл диаграмме для sr - изотопу.? отношений залитые кружочки • явод тыловой,открытые- Фронтально,' зоны.Кргдзя точка- сродное звк ние -;'sr/cisr в лавах конкретного вулкана.Содернание й измерено во вкраплешшках и (залитые символы) и A.nti (открытые .да«шла)

ЫикЕмальные значения величины В7вг/86вг отовевкй отпечатав на Курильском участке системы, причем самые ппькие- на Центральных Курилах,а к северу (на Камчатке) и югу (на СВ Хоккайдо) от Курил,там где островодушые структуры располагаются но более консолидированном основании,значения эг-изотопных отношений заметно возрастают.

Вариации концентращШ 10вв (Цветков и др.,1931),в тис® величин б! (Таг ап е.а., 1992) В ЛаВЭХ ВДОЛЬ КурШЮ-КаЫЧаТСКОЗ'ОСТ-роводунной системы прямо противоположны наблюдаемый для радао-генного бг : вулканиты Центральной часта Курильского сегмента обогащены 10ве и в,тогда как на флангах системы породы обедняются вткми изотопами (см.рас.7).

Природа латеральной асысиьност и проблема. генезиса островодуяаа £агл

Любая попытка объяснить происхоадениэ островодузкных магм ш-избекно требует обсуждения природа латеральной геохимаческой зональности и причин отличия островодукнах л^й от лав других геоддашчаских обстановок.Обе ети проблаш неоднократно даску тировались в литературе,в том числе и автора,! с коллегвш (По-политов.Еолылец,1983 ¡Подводный вулканизм.. ,1533) .Вкратце суть представлений автора по втому вопросу сводится к следующему.

Популярная со времени работ Х.Кунс точка зрения,что поперечная. геохимическая зональность островодукшх tie.ru связана с уиэ ньшевием степени плавления гомогенного мантийного источника от Фронта к тылу дуга,не подтверждается геохимическими данными, согласно которым, тыловэдугзшо лавы обогащены нз только литеральными элементами,но и идла.с; ,а кроме того данными о проявлении эг и «д зональности.Продполокеггае о неоднородности маытии год фронтальной е тыловой зонами островной дуги,веладстше рас личмя продолжительности геологической истории их развития также не согласуется с изотопными дяншмк: повцаенные значения м -изотопных отношений в лавах фронтальной зоны дуги ыогло бы быть связано с большей деплетироваяностью маняга,одгш<о,при этом здесь наблюдаются не пониженные .как следовало бы ожидать, ловшелшо значения Бг-изоталых отноызндй.Весьма малозероят® и дощ.,ош!0 о различии в составе осадков,которые могли бы учас тювать в ыагыообразованил под разными зопимз дуги или о плавлении .только гидратароьаших пскв под фронтальной и только све хих под тылоцой зоной дуги.Наконец,отсутствие зависимости э<—] тонных отношений от кремникислотности пород не позволяет объл

нить зональность контаминацией магм веществом сиалического субстрата, а идея о контаминации магм Фронтальной зоны дуги веществом меланократового фундамзнта практически невероятна из-за огромного объема материала (40-50:;,,который долети быть при втом усвоен порвичной магмой.

Представляется,что причиной латеральной геохимической зональности является неоднородность мантийного источника магматических расплавов в отношении редкоэлементного и изотопного состава, связанная с различиями в составе глубинных флюидов .выделя-мцнхся в зоне субдукцаи и участвующих в процессах метасомати-чэской переработки вещества мантийного клина н генерации первичных магм.Источником флюидов является материал оубдуцируемой плите,а такко ВОЗМОЖНО (Tatsiml е. a., 1V84) ПОДСЕЗа НвНЕЙНОГО клина,вещество которого было при субдукиия вовлечено а наведенное конвективное .таитада и подверглось гидротермальному метасоматозу за счет интенсивного обезвоживания плиты на более ш-ссхая уровнях.Различия в составе флюидов определяются,с одной сторсия,твм,что ф,щди под фронтальной и тыловой зонами дуга выделяется при разных гари при разломим разлячкаховодосо-деркедих минералов(преимущественно rttp,i, серпентина и на клкдо-хлора на глубинах около 100 гол под фронтальной зоной ;т и 7а клинохлора на глубинах около 190 км- под тыловой).Вовмогао также, что под тыловой зоной создвются условия для гаделения флии-дов из более глубоких частей субдуцируемой плиты за счет обезвоживания тол серпентинитов а третьем слое океанической коры (Рингвуд,1990).Геохимическая нагрузка флюидов зависит также от длительности взаимодействия их с веществом мантийного клана, кз никной,менее дел;.';,тированной части которого, флюида могут экстрагировать яекогоренлшо редсие ...¡ементы и переносить их в менее глубинные и болое дэплотировшпше части мантии,где генерируются магмы .Длина пути флюидов до области плавления в тыловой зоне болыаэ.чом во фронтальной и,соответственно,выше должна быть потенциальная редкоэлементная нагрузка флюидов.

По-видимому флюида,выделяющиеся иод фронтальной зоной,блике к составу морской води,чем под тыловой зоной,что и обуславливает наблюдающуюся поперечную Sr-изотопную зональность.В случае справедливости такого подхода среднее значение 87or/8lSsr отношения в тыловой зоне Курильского сегмента островодужной системы, равное 0,7030, еле дует рассмчтривпть.как близкое к первичному штчачшо для островодукюй мантии.Что касается :родольной

зональности по изотопному составу гг ,а также 10ве и в,то противоположные тенденции в распределении их не исключают возможности заражения мантийных магм на флангах остро во душой системы веществом корового субстрата.Однако следует обратить внимание на отсутствие корреляций мозду изотопным и редкоэленентиым составом вулканитов,что не позволяет рассматривать материал бионической коры в качестве вещества,контвминирущего исходные магмы

Отметим,что низкие бг-изотопные отношения в тыловой зоне-дуги в сочетании с повышенными концентрациями кь и повышенными значениями кь/бг указывают на геологически недавнее время обогащения тылоьодузшой мантии № (и другими некогерентными элементами),что согласуется с моделью Дж. Гилда, построенной на основании данных по геохимии короткокивущих изотопов в окстеме п-и-яь.Согласно его донным (ош.иаи*а,%,19?о>,лвреноа флюидов из океанической коры в мантийный клин,плавление последнего и подъем расплавов к поверхности занимает менее 200-300 тао.лет.

По акспорименталышм дщишм (таиои е.*., 1924),при дешдра-тацки серпентинитов (как и пород погрукэющейся океанической коры) одновременно о н,о выносится целый ря,д редких элементов,образующих следующий ряд подвижности (от наиболее к наименее подвижным):^, и - и«, к - ег, ь« - з«, ть,г,*ь - т>,причем № остается гаюртным и практически не выносится с флюидом. Показана тикжо принципиальная возможность выноса с флшдом и части ее (г»зи1Л1,гаг||11>*, г/от. что шзволяог предполагать и возможность флюидного пореноса10вс .Характер распределения гигрсмагматофмь-1шх редких элементов в сотроводукных вулканитах Камчатки и Курил (см.рис.3) примерно соотвотсгвуот указанному ряду подвих-¡.ости.что делает иривлекятелыюй модель флшдного участия в оо-троводукном мазтотшзе.тая более,что осойштости геохилвгчоской зональное™ не противоречат представлениям о такой роли фпшдов.

Свидетельством того,что островодужные магмы геяорируются уке ъ к^тасоматически измененой (гэоброриойровашой) мантии являют-ся находки в лавах глубинных включений гадарбазмтов,несущих,как уио говорилось,новообразования хромистого магаезив-ьяого А»ри, хромистого р.м и р1,а текжо слохных включоний, где гипербазяты ассоциируют с амфиболитами и пар I. - габбро.По-оидимому,на присутствие п и Г'кри ь источниках острошдужншх магм указываот повышенная глииоземистооть пород,а также надичие Бг-максимума на слайдердиаграммлх гигромагмагофилышх редких елеконтов (см.иы-шо). Постоянное наличие но тех ко диаграммах глубоких ж> и т»

-мшашумов свидэте льствуот,что ати элементы действительно не добавляются с флюидом в источник островодукных магм.Вместе с тем заметное уволиченио концентрация «ь и Та в лавах от фронта к тнлу дуги (в 1,5-3 раза) мохет быть аргументом в пользу гипотезы об участии r метаморфизме мантийного клина в тыловодухных зонах к набольших частичных вшмввок из субдуцируемой плиты.Наконец,донные о содеркагогл в лавах изотопа10ве указывают на участив в генезисе остро во душил, магм небольшого количества пелагических осадков из субдуцируемой шита ( или скорео фивдов, извлеченных из них при дегидратации),что также является прямим свидетельством реальности самого процесса субдукции.

Наследование средними я пиелит лзвами геохимических особенностей базальтов для конкретных вулканических построек,а тают отсутствие заваскиости изотопного состава sr лав от их крешиэ-кислоткссти свадетельствуют о наличии генетических связей кислых и основных расплавов и об отсутствии существенной роли древнего сиалического фундамента в генезисе кислых ыагм.Модельные расчзти показывают,что во многих случаях кислые лавы могут быть продуктами кристаллизационной дифференциации основных,од-пеко в ряде случаев требуются другие объяснения, аключакнке продафасташязационное разделение расплавов .либо прямое выплавление екдезитовых магм из кэтасоматически измененного кантийно-го субстрата' (особенно в случае магнезиальных андезитов). впут^тттт вулканические серии

Типы серий и их геологическое положение

Находки Енутриплитшх вулканических пород в актишых остро' водугошх системах редки.Тем не меноо они установлены на Фиджи (oui, i?S4) ,в Папу a,Новая Гвинея и Новой Зеландаи (ssita ». ».,

1977, 1?В2).ЮЗ Японии (Uchini-ru, I9ti; Wood в. »., 1980; Maka»ura е.

a.,i9B8,iv39.B пределах Курило-Камчатской ост-оводукной сис-теиы они встречаются только в Камчатском сегмента ее к северу от широта Авачинс;;сго залива,т.о. в той ее части,которая в конце миоцена претерпела существенную структурную перестройку,связанную с фзрмировакивм северной чгсти глубоководного вдпойа в его современном виде (Камчатка,Курильские.., 1974) и новой зоны субдукции. Ранее в поздноолигоцен-средаемиоценовое время се вирная часть глубоководного келоба з-зсполагалась примерно в 20i> гол западнее ■ •.: ганешного положения (Лэглер, ,rJ77).

Выше уже отмачалось, что с зтим процессом связано рвзвтив • новейиих островодумшх вулканических поясов Кеу'ыкм (Bocto'^jo-

-Камчатского и Центральной Камчатской депрессии).Вместе с тем, залокепие новой ветви глубоководного желоба и формирование новой зоны субдукции сопровождалось,по-видимому .глубокими расколами в континентальном блока .которые и способствовали подъему внутриплитных магм из глубоко расположенных источников.Возможно, что с расколами,сопровождавшими расщепление глубоководного келоба в его северной части на две ветви (Селиверстов, .1937), связаны более поздние (о'-о4) проявления внугриплитного вулканизма, однако датировки такого процесса пока отсутствуют.

В составе внутриплитных вулканических серий Камчатки установлены: к-иа-щелочнобазальтовая возраста- в тыловой зона вулканического пояса Восточной Камчатки);к-к»-!цолочнооливянба-зальтовая (ы2 возраста- в тыловой зоне Восточного пояса и в^е4 возраста- ,на Средшшом хребте в виде зоны арвального вулканизма) ;к-ка-базальт-комондатовая (н2-в1 возраста е тыловой зоне Срединного хрбйта);к-базальтоидов лампроитового ряда и ассоциирующая шошонит-латитовая (м'-н2 возраста-на Западной Камчатке).

Структурное положение поздаекайнозойских внутриплитных вулканитов на Камчатке не контролируется Центральной Камчатской депрессией,которая,как уже говорилось,рассматривается в качество рифтовой структуры, сопоставимой с рифтами континентов и активных окраин (Ермаков,1987).Оно не зависит также от полевения блоков древнего метаморфического фундамента,выходы которого на поверхность занимают большую территорию в Центральной Камчатко. Однако ,к-и»-базальтовие серии формируются в особых линейных структурах,ориентированных, под острим углом к положению современных островодужннх вулканических поясов (Волынец и др.,1987, 1990), лавы базальт-комещитовой серии расположены в пределах крупной кольцевой вулкано-тектоничоской депрессии (Патока, 1933), а проявления к-Сззальтоидов тяготеют к СБ границе древней Охо-тии (погребенной на этом участке под покрошм меловых и третичных осадков),как она рисуется рядом авторов (Ханчук,1984).

В пределах Срединного хребта внутриплатные вулканиты проявлялись на поздних этапах развитии островодуиного вулканического пояса, и в точение онре деленного времени островоду жныо и внутрл-плит1- ,о магмы сосуществоьали в но.т-^х этой структуры.На Западной Камчатке внутриплитиый вулканизм но аосощгировал и нэ предварялся остроюдуаашм вулканизмом.На Восточной Камчатке проявление пнутриплитного вулканизма предлествовало формированию ос-троводуиюго вулканического пояса,причем излияния внутриплитных

x-ns-щелочннх б&пальтов (n®) отдалены от излияний островодужных лав, начавшихся в mE-oJ этаком образования лав переходной k-ns--вдлочнооливинСазачьтовой серии (Еолыноц и др. 1990).

Позднемиоценовне к-ма-щолочные базальта Восточной Камчатки встречаются в виде изолированных лавовых потоков,силлов и даек в молласоидных осадочных породах и формируют неболыаиэ вулканы. Для к-Na щелочных олквиновых базальтов n2 Восточной Ко,лчатки и сходных по составу о^-о^ лав Срединного хребта характерен ареа--льшй тип вулканизма.Извержения лэв базальт-комендитовой серии носили центральный характер и формировали типичные стрэтсвулкя-ны.При этом основные и средние лавы и та туфы слагали постройки стратовулканов.а кислые -экструзивные купола,силлы,дайки, субвулканичэские лакколиты, обычно приуроченные к'центральным эродированным частям стратовулканов.к-базальтоида Западной Камчатки и ассоциирующие с ними породы шошонит-латитовой серии встречаются исключит 'лыга в виде небольших субвулкэганеских тел,причем,среди к-базальтовдов наряду - эфВузиЕНоподобпыми разностями развиты и шшюкристаллические (вонкиниты,сиениты).

Петрография и либеральный сосшй бумхоямесиих пород

Среди шутрл!шгашх вулканитов,как и среди сстроводугага,установлены и мвланократовпе и лэйкократовыэ разновидности.Парвне характерны для пород к- и к-на-щелочнобазальтовых серий (хотя иногда встречаются и в породах к-ма-щолочнооливинбазальтовой серии),вторые- для лав к-ма-щолочнооливинбазальтовой и базальт--комендитовой серий.Моланократовые базальты характеризуются oi, oi-cpx, а в случае к-базальтоидов и m-ai-cpx ассоциациями фэ-нокристов,тогда как лейкократовые- обычно oj-pi (peso oi).Моланократовые (oi-cpw трашто! и лейгсократсвые (bi сиениты) разновидности отмочош и в средних по составу породах к-базальтояд-ной серии,тогда как срэдкиэ и кислые лаьн дифференцированной базальт-комендитовой сории исключительно лейкократовые.При зтом трахиандезитобазальты и трахиандезиты содержат вкрапленники pi, Срх и орх, иногда с /wh и oi. Среди трахитов встречаются oi-cpx--pi -fsp и Bi-cpx-pi типы.Щелочные кварцевые трахита и трахирио-литы несут фенокристы Срк и гьр (¡он, а комендиты- единичные вкрапленники м и Fsp.B средних по составу породах встречаются крупные зерня лр,а в кислых- циркон и ортит.Во всех разновидностях пород всех серий обычны субфенокристы и микролиты п-м и п.а в базальтах и протокрксты sp в виде включений во вкрап-лешгаках m.Некоторые таиониты.лптиты наряду с обычными вкрап-

леннмквми (oí, срх, Amph, в i ,срадт1й по составу pi ) содериат округлые ксенокристы о.альмандинового вг (иногда в сростках) и кислого pi,что молот указывать на контаминацию расплавов веществом кислого метаморфического фундамента.

Состав минералов внутриплмтных вулканитов заметно отличается от состава минерал«: островодуаашх лав(Волынец и др.1984-1990). Так,орк.которые являются типоморфными минералами остроьодужшх лав.очонъ редки ео пнутриплитных вулканитах.сРх шутригоштных базальтов отличаются повышенными содержаниями са и ti (последний особенно пошшон в срх лав k-ní-цолочнобазальтовой оерии) и НО даскриминационннх диаграммах <Ca+Na)-Ti(LeUerri«r «., 1Ш> и (Fe/ff Ид) - Til)., ЦОПаДОЮТ В ДрУГИО ПОЛЯ, ЧВМ Срх ОСТрОВОДуЖНЫХ

лов-(рис.8).Эволюция срвнутриплитных базальтов,в отличие ОТ островодуаашх,идет и сторону титанистых sai и г»» (pic.9),а срх даЯюрешировшшой базальт- комовдитовой серии- в сторону ферро--ftvg. натровых Фзрро-Hed, Едг-фвррО-Hod И-Egr. НаТрОВЫб Срч ОбНа-рукеш только в основных массах щелочных кварцевых трахитов, трахириолитов и комендатов.В трахиандезитобазальтах.трахианде-зитах и некоторых трахитах, наблюдается проявление и другого-ти-шчно толеитового тренда,отличающегося присутствием в основных массах пород Ру.субкальциових л,в и ферро-Avg (рис.Ю).

Обогащение tí характерно не только для ерх.но и для других мафических минералов внутриплатных лав: ftoph ; вкрапленники кер-сутита Xi трахит))1дрй»тобйзаль'Г!>х и трахиавдттех Свзальт-коман-дцтоьой серии),Phi (в основных массах некоторых щелочных и суб-аслочных базальтов ¡¿сон copiifl)',»i (вкрапленники в трахитах и кислых ливах öastiJibi-комеидатовой сорим).Однако максимально вы-сокио концентрация по, в Mita (8,0-10,5 вес.S) наблюдаются в i<¿ из сиенитов и основных масс трахибазальтов к-базальтоидной сорим,хотя ядра BKpaïuioiiîiiiKoii mícs в трахибазальтах отвечают хромистым fui f 0,5-1,6 boc.ï- ur„u, и 3,5-4,5 вес.S пог.

В основных массах некоторых к-Na щелочных базальтов Восточной Камчатки и Срединного хробто обнаружены n» и и,а в мэзос-тазисе к-Спзальтоилов СяпядиоО Камчатки и к-ч»-щолочных бязалъ-тох Восточной- ftr.i.B основных массах трахитов базальт-коменди-товой серии встречается субкалышошй (субщелочной) A*ph ewir.>. a в осиошшх массах комендитон- кальциево-натропый и натровый ftoph «leu и л г i . Подчеркнем , что мафические минералы из ос-ношшх масс шчендатов шоюч' очень нимжие концентрации мпо , редсо набледпияцаеса в магматических породах:6-7 вое,S я щелоч-

Ш1 А«рь и рн, 5-8 вес.Яг в п-ш и до 16 аас.2 в п. Потвютшв концентрации мпо (2-3 вес*) установлены также в 01,сри трахитоь.

ИВ|,|К*

»1 •» •» •» »•

Рис.В. Вариации одержав по2 в фенокристах (г) ишкратах. (и) срх базальтов остроьодухных(1-3),веутриплитншс(4 ) сарий Типы лав: I-умеренно-н9 толоитовые и известково-целочане ,'шзно-5? умеренно-к серий. г-нр-ииБбсгхлво-целочшв умеренно-* серял, З-унеренно-яд чолоитовые и изв-э<...«згю-щ0.»; ;;1иа высоко * я нит-лат-итовой серии, 4-к-!цалочнобаэальтовой обр;га.5-к-н»-щг*лоч-ных и суСщелочши серий.

СШ1 / /

'_________1__

,—лУ»*'.,..

/7 --т-

I ,___/_______£_

в и к «

Рис.9.Составы ср» и 01 в базальтах'внутриплатных серий Камчатки Верхний фрагмент ^ рисунка: лава к-н»~ ¡целочнобазальтовой серии Восточной Камчатки (х,и) и щелоч-нооливинбагальтовой сор1Ш Срединного хребта (ш,IV» л. щ-магаезиалыше, и, 1У-умеренномагне-зиальные разности, а Нижний фрагмент

рисунка: лавы к-ще-лочнобазальтовой серии Западной Камчатки. I-абсарокиты,и-РЬ1 -шонкиниты, III-□ -ры-трахибаз альты, -сиениты. Залитые символы- яд-ф^нокристов, откры-у-. тые- краевые кайш и микролиты.

CoiioicpjicTu Pi. из пород базальт-комендитовой сэры! Срединного хребта и исаонит-латнтовой серии Западной Камчатки обычно более натровые,чем в лавах островодужных серий.D основных массах всех типов лав внутриплитных серий широко распространены геР . Фенокрнста г5р отмечет; в трахитах оазальт-комендитовой серии, где они сосуществуют с олигоклазом.а тага« трахириолитах и ко-мендитах.где они являются единственным салическим минералом.В сиенитах к-бэзальтощщой серии Ftp нередко сосуществует с не-больгсм количеством ащ.В лавах к-на-серий fsp также к-к»,тогда как в лавах х-базальтоидной серии- существенно калиевые,особенно в сиенитах и х-трахитах.В последних FSp нередко обогащены в» (до 2-3,а иногда даае 5-6 boc.Z в4о).

РксЛО. Составы Рх и oi в дифференцированной базальт-

-комендатонсЯ copiai лав вулкана Белоголовский 1 -щелочные оливиновые базальты, 2-трахиандезитобазальты, трахиан-дезитн,трахиты,3-»1«лочные кварцовне трахита,4-трахириолиты и комоадата. а-ядра вкрачлоннииов, 0-¡фа в виз кайш и микролиты, в-и<яюч(ншп по ысраплонниках Fsp.

В базальтах внутриплатных сорий ai в общем близки по магне-,'зиальностк к о; г.з соответс-твусодх остроБодужних пород (см.рис. 1,9). Сое vas ядер вкрапленников в глиноземистых разностях *-»»-базельтов и... „.,в магнезиальных- оr,,n к-Сазальтовдах ■

cj/-u4 0J-SÎ

0175 36.В базальтах к-N6-серии включения ®р во вкрапленниках 01 характеризуются повышенным содержанием а12о3,причем встречают— ся мало- или даке безхрсмистые их разности (Р1п>. В к-базаль-товдах зр.напротив,хромистые (обычно 40-48 вес.Ж с<-2о5> ,а иногда- весьма хромистые (сга с 55-60 вое.¡5 сг„о3!,

Кристаллизация расплавов,продуцирующих лавы внутриплитных серий,происходит,согласно данным м-п геотермометра-геобаро-магра.з основном.вблизи буфера NN0,т.е.при более низкой *02,чем кристаллизация расплавов.продуцирующих лавы островодугаых серий (см.рис.2).В целом .особенности минерального состава пород -субквлочных и щелочных серий Камчатки (в частности,повышенная кальциевость и титапистость г?х в базальтах и эволюция их в сторону 5«1 и г**,повышенная глиноземистость 5р из этих пород и налкчио в основных массах их не и и, повышенная титанистость фенокристов лг.рп и 1)1 в средних г.о составу породах базальт-ко-мекдитовой серии и присутствие в кислых разновидностях лав щелочных лшрь и ерк) близки к наблюдаемым в щелочных лавах соответствующих сорий океанических островов и континентальных рифтов (Щелочные порода,197Б1,1?01,1 935;(;ойог е.<.1?73 и др).

В то же вромл, характорные особенности минерального состава к-базальтоидоь (присутствие крайне хромистой $р и сг-®1 .наличие вкрапленников хродастого на .сменяющегося в каймах и микролитах высокотитанистим м,высокая калиевость и повышенная <5ариевость г*р) сближают их с некоторыми (орденихошм) разновидностями пород лзмпроитоьой сорт! (УвШигит » 1Ш1 И ИЭВООТКОВО--ВДА0ЧНШ1 лш)р0фирами (Киа.т*1-

Соспшб илуЛлош Ркжнений в вулканических породах

Находки глубинных ьключешш. особонно ультраосновного состава, по внутриплитных вулканитах Камчатки редки. Они установ-Л01ш в породах ^-Мй-щолочноолимшОазальтовой серии, где представлены г1-содержащими во рлптами, взСстеритами, 01 -габбро, анортозитами, щелочными гранитами,01-срх-р1- кристаллическими сланцами но Срединном хробте и ар-лорцолитши ий Восточной Камчатке, а тонжо и породах базальт--комендитомй сорив,гдо по составу отвечают 01 и !л-А.р1>--срх гнббро и сиенитам.

Отличительной особенностью ультроосновных включений является низков содержите и* в ерх.сбичков для таких включвний в вулна-шпах островных дуг.Однако содержании л1го, в ерн и Ер повышено. В лорцолитох ерк отвечают сг-В1 с 3.3-3,а вес.а м2о., а в вер-литпх и ассоциирующих с ними мегакрастпх - глиноземистым зл и

титанистым Газ С 6,0-11,5 ВвС.%'А1,03 (И 1,5-2,0 ВОС.% Т102 для последних).В лерцолитах зр хром-алюминиои1е (35-38 вое.Ж а^о,), а в верлитах - существенно глиноземистые (42-62 вес.г и ..о,.; причем разности с а!2ог>55 вес.й практически безхромистие.Многие ультраосновнне включения несут следы перекристаллизации и частичного плавления,в зонках которого развивается Г5р.

Габброиды и кристаллические сланцы из пород щелочнооливинба-зальтовой серии обычно низкокремнеземистыв, с повышенной глино-земистостыо, низким содержанием титана и умерешшм щелочей.По нормативному составу они попадают на Гранину не- и нур - содержащих пород и в целом близки к составу нижней коры,по Тейлору и Мак-Леннону (1983).Включения и-ллрь- и 01-габбро из пород базальт-комендитовой серии, напротив, характеризуются повышенной щелочностью и титанистостью при корсутитоЕом составе Аорь.Сиенита также щелочные с Едг-А^д. Возможно,что и та и другие представляют собой родственные лавам образования- продукты полной кристаллизации тох же магм в глубинных условиях.

Заметим, что на севере Камчатки в районе залива Апапка на Камчатском перешейке в м2-о1 титанистда. базанитах А.В.Колосковым и Г.Б.Флеровым (1988) описаны включения зр-лерцолитов. гарцбургитов,черных пироксештов,иногда с ггароповым бг, вместе с мегакристами и, ерх, кислого Р1, п-м, п, которые по типу ассоциаций включений и мегакристов.а также особенностям минерального состава (в частности,повышенному содержанию на в ср*,высокой глиноземистости зр и магнезиалыюсти ог) близки к наблюдаемым в к-м^-щелочшх базальтах континентов,океанических островов.

Распределение глсВних и ревюа элелешюв 6 Ьцлканияескиа породах

Базальты щелочных к-м»- и к-серий имеют высокую М8гнезиаг>-ность (кМд обычно в пределах 0,63 - 0,74; и характеризуются умеренной глиноземистостью (12-16 вес.* А1го4). Среда пород к-н»--щелочноолгазинбаз ¡льтовых серий такие разновидности редки и отмечены только для г.-о^ вулканитов Срединного хребта.Большая «и часть базальтов этой, а также базальт-комендитовой сери» к/о от высокую глиноземистость (>16,5 вес.Ял! о,Л1 меньшую магнезааль-ность («^=0,45-0,60).Все к-м»-субщелочннз и щелочные базальты отличаются высотой! со держаниям»1 по2 (1,5-2,0 sec.it) и р„о„ (0,4-1,4 ■.%).При этом лавы к-м»-целочш ^гальтовсй сери». Восточной Камчатки,как и большинство базальтов к-няцелочнос *и-винбэзальтовой и Сазальг-комендитсвой серий Срединного хребта.

содоржат нормативный т, тогда как к-ма-субщалочные базальты Восточной Камчатки в целом менее щэлочные.и нур-нормативные разности здесь обычны.к-базаяьтоида такка вмэют ьысохке концентрации и нормативный «о .однако содержания tío2 в них в общем умеренные (1,0-1,8 вес.%),хотя и превышают таковые в остро-водуанпх ле >ах с соответствующим к^ (Волшсц и др. ,1990),

Средние по составу-лаьа к-базальтоидной серии,а также сроднив и кислые (за исключением комендитов) порода базальт-комен-дитовой серии обычно высокоглиноземистые и,хотя уровень щелочности высокий,коэффициент агпаитности (k^tla^o+kjo/aljoj., мол.&) достигает 1,0 и даже слегка превышает это значение только в ко-мецдитах.Однако,величины кл ; 1,0 установлены для основных масс трахитов баэальт-комендатовой сорта,а основные массы трахирио-латов ие отличаются по составу от комендитов.Наличке агпаитово-го тренда дифференциации подтверждается присутствием субщелоч-ншмцелочных Aa.pt! и ср» в мезостазксе трахитов и трах2р;галдтсв.

Ка классификационной диаграмме Петрографического комитета <("4го + к„с> - sío2i всо внутриплатные вулканиты Камчатки попадает в поля субцэлсчных и щелочных пород, а в систематике 1!из-широ (диаграмма кса,/нд0- sío2) в основном в поле толеитов. Высокие конце грации щелочей отличавт внутриплатные вулканита от большинства островодуквых лав изученного региона ,в только породы шошонит-латитовой сарш: приближаются к ним по этому признах:у

На диаграмма к„о-зю, породы к-ма-серий лелат в области вы-сококалиевих.а к-базальтоидной серим- в области к-ц&лочннх лав. Высокая калиевость при повыиб;г:ай капшзиа^ ности сближает к--базальтоиды Западной Камчатки с кокотораш породами лашроито-бой серии,б частности,с ордонитэваки лампроитаыи Испании и к--базальтоидаш Запада США,включая ламтроиты Смоки-Бьют.Вулканита атих регионов образуют перекрывайте ся поля в систематике - sío2, ко0 - и90 и сходны такзш по соотнсиогаяо к9о с cao. На классификационной диаграмме k^-sío, (Богатиков и др., 1987) к--базольтоиды Камчатки попадают в поло пород лампроитовой серии. Это,а также отмеченные минералогические особенности лав,позволили отнести эти оригинальные породы к миастштовым разновидностям j.„fiipMTObo3 серии.нескстрл н;. ¿гаъышоннув.по сравнении с нор.'.алыш.чм ламлроитами.глинозошстозть ;15олынец и др. ,IS8S).

1Ъ особенностям родкоэломентного состава лпбн k-n: -щелочных и сус;дглс.Ч1Ч1х серий íuuiho отличаются от пород к-базальтоидаой сори, однако и те и другие оСогащены по сравнению с остро во дух-

НЫМИ ВУЛКШШТСМИ 2f,Hf,La,Ce,Th <0 баЗОЛЬТЫ ТЕКГО Ti И р). ОТЛИ" читальной особенностью пород K-Na-внутршштннх серий Камчатки являются еысокио концентрация tit) и та, превышающие их содержания в остро воду ких лавах в 4-ХСО раз и, соответственно .низкие .характерные ДЛЯ ВНУТрШШтЫХ МЭГМаТМЧ, :КИХ ПОрОД (Gill, 19S4,Wcod 0.».,1Ш И др.) ВОЛИЧШШ U/T«,Zr/Nb,Th/T» отношений (рио.Н).

Рио.п.ца-тл-систематика лав Камчатки m и других регионов (п) i. I -7-геохимичаскио серии. i -низко-к. 2-3-умеренно -к (2-Восточного пояса,3-Среданного хребта),4-внсоко-к,5-шошонит-латитовая,G-k--адлочнобязальтовая,7-k-n»-щелочных и субделочшх серий.п.1--поля серий пород ос ¡ровных дуг и актшзных окраин,2-С02С и внутриплатных ОбСТОНОЮК.1-ЯПОНИЯ (Wood о.а.,Н'30)!А-ТОЛеИТОВаЯ ба-эапьт-ондозитовоя.Б-высокоглипоземистзя базальг-дзцитовпя.В--трах^бгтальт-трпхир/гсллтовая о. Оки-Дого; и -извэсгковочцелоч-ная базяльт-рколятовая Рзыого Чили (cacx^ch е. а. ,х?св);ш-извест-копо-щелочная базольт-риолитоввя о.Санторин (Hann.ivas);iv-6a-зальты рифта Рио-Гранде uungan е.а.,19В4>:ч-трахибазальт-рио-литовэя серил о.Сардлш (costal е.»., 178М ivi-базалим Гавайс-ко-'»т>.'лораторского хребта:А-толеитовая,Б-щелочные(c««bon,r.ouciet, 1уво):'л1-щолоч!шв и субрелочные базальты Монголии и Забайкалья (Кононова и др.,1937);ул1-басальт-иаптеллеритовая Восточно-Африканского рх'фтн iPa.-bi'ry е.л., 19/Р,u*t.е.а., 1*»31->.

-54В лавах к-базальтоидаой серии концентрации № и г» тоже повышены по сравнению с островодукными,однако не столь значительно (в 2-12 раз), а величины перечисленных отношений не выходят за ранки,наблюдаемые для островодужных магматических пород.Соответственно,на дискриминационных геохимических диаграммах с участием N1 и ъ, обычно используемых при анализе геодинамической позиции вулканитоа.лаБы к-мй-щелочных и субщелочных серий попадают в поля внутриплатных,а к-базальтоидной серии- в основном в поле островодужных вулканитов (рис.12).

Рис'Л2.тм1г-г« - систематика позлю-*« базальтов Камчатки i-S-условиао обозначения гоохимнчоскмх серий: 1-е см.на рис.И, •/•••ч-к-.чл-колочные и с.убцолочныо сорта (7-Средшшого хребта,8--По/'Ч'очной Камчатки); »-поля пород: А- рифта Гно-Граодо (£<<ng«n с.*., ivci), В- о.Ски-Дог-о,Западная Япо;шя (woai о. ¡..,шо), В- Монголии и йабййкялья (Кононова и дрЛ9!Ю).ыУ-поля нороп роз)Ш гео-ляпжтсю! ос-итвпоьоп (късй. i ш> : j-острогошх дуг и акцизных континентальных' окраии.п-ССЙ (n~tmii кшш),ш-С0Х (е-тш ноки) и внут-ршшяшх, iv-гшутригогатных.

На спаЯдердайграммах гигромпгматофйлышх гюдак моментов для к-бааалътнидои сохраняется "оотрововдгаш?" т» <№>-мииимум, тогда кок для пород k-n.-. -щелочглх и субвдлочша серий он о тсуг-

ствуст (рис.3).Однако мь-максимум,характерный для щелочных оч-зальтов многих континентальных рифтов (Австралия,Африка .Цент ралышйФранцузский массив и др.) и океанических островов (Ази рн, Гавайи и др. ) наблюдается лишь в к-на-щелочных базальтах Во сточной Камчатки, которые сходны с ласами персчислошшх регионов и по уровню концентраций гигромагматофплышх редких элементов и валовому химическому составу (Белоусов и др, 1974; Catherine,iw-

-Ming, 1904; HcDonough е. a. ,1935; Basaltic volcaiiis».., 1981-, Ca-f feg

е.а., 1939).В то же время к-ка-субщилочныо базальты Камчатки J10 этим признакам,a также отсутствию как положительной,так и отрицательной та <мь) аномалии наиболее Слизки к базальтам окрашшо--континенталыюго рифта Рио-Гранде (Basaltic voicani»., îvei! ' Phelp» е. a., 1903; Dunyan s. a., 19Bi; Miuiaiea.Kyle. 1991). ЧТО'КаСЙ-

ется к-базальтоидов.то они по особенностям распределения гигро-магматофильных редких элементов (как и по заловому химическому состзву) наиболее сходны с калиевыми базальтсидами Запада США (Van Kooten, 1900;ВСЛЫНЭЦ И Др., 1986,1990).

• Вместе с том все пнутротхпяткыэ базальты Камчатки (как к-Na, так и к,ц как магнезиальные,так и глиноземистые) отличаются от островодукных отсутствием зг-максимума.что может указывать на отсутствие pi в источнике внутриплатных магм.Подчеркнем,что эта особенность характерна также для пой <hoi», i?bs>, толеитовых и щелочных базальтов океанических островов и континентальных рифтов я пород некоторых активных континентальных окраин,возникших после прекращения активной субдукции (Волынец и др.1930).

Различаются ьнутрщштшо и островодужш/е вулканиты и по 1 особешюотям распределения летучих компонентов,что установлено при изучении вариаций содержаний f и ci в слюдах (Волшюц и др. 1999).Хотя концентрации р в «¡с» внутриплитлых вулканитов повышены, они ни превышают таковых в г,тих минералах из островодуж-ной шошонит-латитовой серии.Вместе с ¿ем.миа из внутрши'итпых лав по сравнению с таковыми из островодужних имеют боЛ!;е низкие концентрации ci и .ч растеризуются iojieo низки.™ величинами ci/r откешзний при одш1(Жс>£ШХ содержащие f - Песледноо колет указывать, что выделящийся в зоно субдукции водный фглад.ойо: ащэиниа компонентами морской иода (в том числе ci ) ,ке принимает участия генерации йнутриилтак отличии от остювэдужных.

Кагшдоямше разности вдутрсмапшх С .пкиьтов по сракшлю с глиноземистыми характеризуются, как и ь случав рчзицх по , оетрово.лукних вулклнатоа,высоким:« концентрациями ,:i и сг.Однег.о

адаоь высокий содержания Mj.Ni.cr сочетаются о высокими ш концентрациями МНОГИХ ЛИТОфйЛЬШХ редких элементов: Nli.Ta.LREE.Sr, zr,Hf,Th,p,Ti ■• в k-n»-разностях; кь.сз.в«.г, а такие перечисленных выше элементов,за исключением №,т» и и - в к-базальтоидах. Это обстоятельство,если принять гипотезу о близости магнезиальных базальтов примитивным выплавкам,мохет указывать на различия составов источников для внутриплатных и островодужных мага.

В дифференцированных рядах вулканитов,как и в случае островедукшх лав, происходит наследование особенностей редкоалемэнт-ного состава от основных разностей к кислш.Так.трахиты и сиениты к-базальтоидной серии,как и трахибазальты,по сравнению с соответствующими по sio2 лавами других серий,экстремально обогащены к (до 9,5вес.$) и связанными с ним редкими элементами кь, Bi.LREfc.Th.u.zr.r и др., однако по соотношению нь и т» с другими элементами пспадают в поло островодукных лав.Средние и кислые породы базальт-комецдитоьой серии,напротив,как и базальты обогащены кь и т4 и имеют низкие ("внутриплитные") значения и/т», Kb/zr.Th/Ta,u/Hb и др. отношений.

Тем но менов,расчеты по методу наименьших квадратов по мак-рокомпонактам показали,что базальты этой серии но связаны с более кислым разностями с помощью механизма кристаллизационной дифференциации и исходными для средних и кислых пород являются расплавы трахиаядозитобазальтового состава (Волыноц и дрДЗЭО). Эволюция их протекала по двум направлениям: в сторону трахитов (с участием орх) и в сторону трахкриолитов-комендитов (без Орх, но при участии с повышениям содержание:*. ап мииала).Первое направленно осуществлялось при повышенном р(|20,что привело к расширении фазовых полей <vx и bs», второе- в малоглубинных сухих условиях.Расчеты но редким илоыштам в целом подтвердили реальность моделей фракционирования, построенных по макрокомпонентам.При этом понижение концентраций ы. и zr в трахириолитах и комвндитах по сравнению с кварцевыми трахитами,а так«е шее в некоторых комондитах по сравнению с трахириолигами связано с фракциошрепаниом, соответственно, fsp,циркона и ортита.

Поперечная гоохимичсок:..; зональность,столь характерная для вулканических пород оотроиод-'vc.i...м ¡-рупгш с?.;мй для лав внутри-плитноа грушш серий но проявлена (ом.>10.5).

йзатопца! сооглб евцлмцш С^мишичесаит г.ороО

Своде®* ¡10 гоохашш изотаюв внутриплатных вулканитов Камче гни огршшчдш; дп\-мя десяткам» олродалынкй a7sr/wsr из кол-

локции автора.Все оии.за исключением двух.лекат в пределах,характерных для островодужпых вулканитов этого региона- 0,70317-0,70416, что в цело и заметно ниже,чем в аналогичных по составу породах других островолузошх систем,а тают рифтовых структур континентов.Так в к-оазальтоидах Камчатки- значения sr-изотопных отношений колеблются от 0,70359 до 0,70404 (п»г),тогда как в со-отвэтстеу" -да лавах Индонезии 0,7043-0,7046 (nuhoiu, wiuthoni, i?0S>, а Новой Ирландии 0,7040-0,7044 <s«iih, Cunpston, 19эг>. Вк--Ni-щелочшх базальтах KaM4aTKHs7Sr/84sr=0,70362-0,70388 (п-=2), тогда как в аналогичных базальтах Ш Японии - 0,70381-0,70566 (naksnura е. a., 19q9).Наконец,а It ~n»-щелочных олиеиновых базальтах и породах базальт- комендитовой серии Камчатки 87sr/84sr = =0,70317-0,706X9,тогда как в базальт-комендитошх лавах Южного Квинсленда (Австралия)-0,7042-0,7067 (Euart,i?on.Афарского рифта- 0,7046-0,7074 (Ferrari, Trenil, 1975> .вулнэнз ФСНТеЛЗ в главКОМ Эфиопском рифТО-0,7036-0,7093 (Diskinson, Gibson, 1977) И Др.

Изложенные дашшо свидотельствуют о некоторой ободнвшости источника внутриллитных магм Камчатки радаогенным sr .Сходстбо же изотопного состава sr в разных по щелозности островодужннх лавах и субщелочных-щолочных снутригтгпшх вулкшштах указывает на то,что контаминация веществом древнего кристаллического фундамента не монет быть ответственна за образование исходных щелочных и субщолочшх магм.Вмосю с тем,в дифференцированной ба-знльт-комзндатовой серии лап Белоголовского вулкана величины B7sr/84sr отношений возрасают с ростом sio2, к; кь/sr,причем тип зависимости близок к гиперболическому.Аначогичная картина установлена для базалЬТ-комондитовых серий разных районов (Ferrari, Trenil, 1975; Barberi о. а., 1975'- И ОбЫЧНО ИНТерпроТИрувТСЯ В рамках модели смешения.Однако возмокм и другие обьяснения.тем более, что пород с весьма высокими концентрациями к, Rb, крайне низкими sr при высоких sr -изотопных отношениях,в составе древнего метаморфического фундамента Камчатки не'обнаружено (Хотин и др, 1984¡Виноградов и др.,1920).В атом смысла обращает на себя внимание наличие изотопного иерэвновесия меяду вкрапленниками натрового San и шиюшм составом грахириолита.установленное для одной из экструзия ^7Gr/04sr - 0,70491 и 0.70619,соответственно). Сходные данные для кисли;; щелочных лав вулкана Фантеле,Эфиопия интерпретируются,кап следствие возникновения в магматическом очаге зон с различными кь/зг отношениями, образовавшихся при фракционировании Ггр (Uibkincun, Gibson, 19771 .ПО МНвНИЮ Snith,

Compston (1782) ЕЫСОКИ8 070r/86Sr О'ШОШЭНИЯ В ЕеКОТОрЫХ KOMOH-

дитах района Дэусон,11апуа Новая Гвинея могут Сыть обусловлены ■ влиянием Флюидной фазы .Наконец,вариации 87sr/84sr отношений в туфах Бишоп,Калифорния,а такжо наблюдаюцоося здесь изотопное неравновесно мозду ¡вкрапленниками san и валовыми составами пород объясняется низкотемпоратуршм постэруптивным взаимодействием С метесршми водам (Holliday е. а..,, 1904).

Праблсж! происхождения внутриплатных лагл ■6 островодутюй систеле

Гоохимическко дашше указывают на различные источники магм островодужшх и внутрюиштных вулканитов Курило-Камчатской сз 'томи.Отсутствие ы-максимума на спайдордиаграммех гигромагмат "филышх редких элементов внутриплитных базальтов .позволяет ад мать,что источником магм для них служат более глубинные зоны мантии,чем рч-фация.характерная для островодукных магм.Соотв« ственно.если большинство островодушне базальтов имеют т»/<ь отношения <0,10-0,!2, присущие нормальным hqrb „то для £яутрн-шштцых базольтоз? значения этого отношокиа -заметно повышены (0,1-1,0) и соответствуют е -ног<в и некоторымицолочнымбазальтам континентов,а для к-ил-щолочных базальтов Восточной Камчатки iu/ys отношение дажо : 1,0,что характерно дозя>щ9лочпых базальтов окошгачоскик островов (рис.13).

Суадствуют,по крайней моро.дои гипотезы,объяснявшие появле •нио мга1Шсгих.с.поиыто11шми лоицентрпциями ЖЬ Ж ta (Внутри-шндашх) м;и-м. г; остроьпдулашх системах.Согласно здцой из них (Rii»in.ooj, 15»90),асточниксм обогащения внутриплитных магм это аломчктияШ олуимт то жи cíjhoü гедвотво субдуцируемой шмты.81 стракция из которого вдкогефонпшх редких элементов определи! облик остропэдуишх магм.Разница же-в концентрациях п,ж> и т» во -внутриплатных и острошдузгашх магмах определяется различи зюьвдокием рутила основного мзишрала-концентратора snu олэ моитоь ни урошк> ;uí.iioiwí)hiíx иаригоз^зисов.разоззшацихся в с; ;¡yi даруемой гшпи ни »тих г.пуозшнх. (При атом предполагается,ч мштийзшй клиы ибадшл п. да, г„ иа счет предыдущззх эпизодов ПЛ2ВЛ0НШ1 и экстракции pj-iciuanoB илкз'.В области гонеращи ос розидуаашх магм,где глубина до зоны субдукции около 100 км,в* стпо мацтиВпсч'о клипа метиморфизуется за счет флюидов, ьозтзк №»их при дегидратации ¡¡лиги шгл частичных выплавок из нээ.Эк« ИОрОЮПГДОЬШ У«1\'ШОШКЧК» (TaUu«i.*. s. „ 1986>,ЧТО № ОбЛйДЭДГ низкой рпстшржостьи но флюиде к собственно флюидный мехшш:

ШО Реагсе, 1981)

1-6-геохишческие с8рии:1-низко-к,2-3-умервино-к (2-гли.чоземис-тая,3-магнезиальная),4-высоко-к и шошонит-латитовая,5-к-щелоч-Кобазальтовая, 6-к -ма-ще лочнобазальтовая, щелочноолишшбазальто-вая и базальт-комендатовая. а-Восточяый пояс ,6-Среданный хребет и Западная Камчатка.7-поля пород островных дуг и активных кон-'тиненталызых окраин (реагсе, *.?в5) л-У1-островные дуги: г-Онан, 11 -Идзу ,т -Тонга, гу-НоЕые Гебриды, у-Ыорианя, «I -Алеуты;VI1-х-активпые окраины:уц-Центральше Анды,У1п-Иран,1х-Турция,х-Ме-ксика.8-С0Х и внутриплатные обстановки.х1-и-т;т неси, хп-рифт Рио-Гранде (Оипсдап е. а, 17С6) ,ХШ-СВ КИТЕЙ (Макаиига ц. а, 1983, 1709) ,Х1У-ГО ЯПОНИЯ (Макатига е. а., 1903, 17В?)-Справа Показаны тренда изменения ссставя пород за счет: субдуквдончых кошонен-тов (с),контаминации (к),компонентов внутриплатных питав (в), фракционирования (ф).

не может обеспечить обогащение а* ум элементом (з также и и и; мантийно!; .».^ша.Аналогично,обогащение ноа'-мокно также зь счет частичных выплавок из материала глити,поскольку последоиа г.ри

этих условиях должны иметь кислый состав и,соответственно,низкие концентрации п,нь и та <куег5оп,иаиоп, 1567?,которые сохраняются в остаточном рутиле.Таким образом.островодукнне магмы, выплавляемые в мантийном клине,будут обеднены тч, кь и та относительно к.кь.ва.Бг.ьяЕЕ. С области больших глубин (150-300 КМ) в связи с более высокими т при водонаскщоншх условиях частичные шплавки из плиты будут менее кремнеземистыми и,согласно эксперименту (кувг5оп,ыа5оп,1?07) .значительно более насыщенными и,нь и ти.Рутил здесь исчезает,как реликтовая фаза,а указанные элементы почти полностью экстрагируются из базальтовой коры и обогащают вощество мантийного клина.Соответственно, каг-мы,генерирующиеся здесь, имеют высокие концентрации и.'кь.та.

Соглааю другой модели (Накааш-а с. а., 1983,1909), ИСТОЧНИКОМ внутриплитных магм является,с одной стороны,вещество обогащенных мантийных алюмов, ноднимащихся с больших глубин ( может быть от границы верхней и шишей мантии),а другой- деплетиро-ванчая мантия мокв-типа.с которой эти плюмы взаимодействуют.При достихешж шшмами верхних горизонтов мантик они.вследствие декомпрессии, начинают плавиться,что вызывает плавление и вмещающей обедненной мантии,а образовавшиеся" расплавы- смешиваются. Внутриплатные базальты островодузишх систом при этом отличаются от континентальных и океанических наличием слабых островодугашх признаков (в первую очередь, некоторым обеднением та и нь по отношении кии к).Это обуславливается расположением магматических очагов в случав остриьолукмых систем в зоне метаморфщован-ной за счет флшцов первично доиолотнроиаший мантии.

Очевидно,что в случай модели обогащенные и,№> и т»

магмы в островодужиой система долгаш проявляться в тыловых,наиболее удаленных от вулканического фронта участках ее,а по времени запаздывать то отношению, но крайней мере, к инициальным стадиям островоцужного вулканизма. Модель и«каажга е.а. не накладывает таких ограничений,однако остается неясным,какиэ причини вызывают нодьем мантийных шиомон и как должен соотноситься остроюдумшй и внутринлитг.;.й ну.чкагазм.

.вдиася геологический дашшо показыьают.что в случае внутриплитных лап Камчатки только ¡юььлешю к -бозальтоидов может быть объяснено с почоцц.ы гипотезы ктдыиий.Действительно,проявления порол'серии рзс.юл^гаются ь глуооком тилу вулканического пож!» Срсл.ш:к>:\> 11 ыо ¡.рсмен» соответствуют сродним и поздним с/и'-.: л: .. ¡о рачьиомя.Особенности состава вулка-

вдтов: высокая магннзиолыюлть п соча тати с высокой квлиевостьи

И ВНООКШЙ КОНЦОИТрПЦВЯИ! ПЬ,5г,0в,Г И ДРУГИХ 0Л6М011ТОВ,СВЯЗ£Ш-ных с к,з такт повиявннио по сравнении о остро но дуигеки лавеми содеркания Т1,кь и ть предполагают,ло источником магматических расплавов мог быть т-гэрибургит,т.о.йетаскш,ичес:са обогащенная этими элементами за счот фкювдов и частичках выплавок из плиты деплстироваш'пя мантия.

Что касается к-иа-щелочных и субщэлочных лав Камчатки, то сведения о место и времени юс проявления но согласуются о модель» ¡ипвиооа.Действительно,на Восточной Камчатке иялаяшя к--«»-аяутрйшаюдах базальтов предшствувт острозодумщм вулканитам во вроме:ш,а на срединном хребте внутриплатное дави сосуществуют с островодуюшми о н, по о4 и,хотя приурочена к различным структурным элементам,проявляются практически на одних и тех ю торриториях.йоршровашю глубинных очагов м„-а-вн*три-плитных магм под Средишсш хребтом происходило под влиянием мантийных нлшов в зоне мотасоматически измененной нантии.ч-о обуслоглено влиянием флюидов (и часпгншх выплавок) в предаест-дувдей Рз'-и^тяп субдукцин.Аналогичные магматические очаги под Восточной Камчаткой в и'" формировадисЬ'в зоне немэтаморфюован-ной деплетированной минтии моя» типа. Видимо это,а также различная доля участия двух главных инградаэнтов внутршштшх магм- вещества мантийного гиюма и мантш тшха нокв- в генерации внутриплатных магм и является причиной геохимических различий мэяду к-иа-щелочними и субцолочннми базальтами Срединного хрэб-. та в к н.-щолочшмн базальтами Восточной Камчатки.

Модель »полиции геодаиамического режима вулканизма в Камчатском сагкенто Купило Кимчитской остроподужной систем в позднем кайнозое показана па ряс.14. Возможно, неактивная ("умершая") зона субдукции не препятствует лодьечу оарождввпщхся на больших глуйшах мантийных шиомсв в область мантийного клина под зоной субдукции н.ч'оотк^тстданио.нс препятствует подъему глубинных магм к поверхности Оюодшгмиоцен-гияоценовоо премя на Сродкн-пом хробто). Одною .'.ктлк-ния субдушия "отрезпбт"мантийаю плхмы от мантийного клннн и те ласт возмоаноста внутриплатный магмам проявляться в »¡¡«»Я с.у.тепничрпсой дуге (позднеплейстоцеи-голоцэ-новоо гремя ип гк.-оточной Кикчатко).С;;м же подъом мантийных плю-мо/< стемулиру«тс:! глубомода рлясолАю, возиаяащими в яоахинен-ТОЛЪНОМ Г'ЛСШ) при ?;,.ПО;К !Г.,.1! |'.о;ЛГО глубоководного желоба и новой -.юны суодуктик Таким 00р?с1.'м,1'.4!срш..м ниутриятшлм магм

гтршсходит,по-видимому,в обстановке растяжения,в отличие от ос троводуишх магм,формирующихся в обстановке сжатия,которая фик оируется сейсмологическими методами в глубинных зонах литосфер современной Куршю-Камчатской островодужиой системы (Симбирев! u Ali., 1977).

«

.•- - с*

-----r^fM

Л'/

Гис.14.Схема эволюции Камчатского сегмента Иурило-Камчатской ом роводужной системы в позднем кайнозое Залитые символы- действующие вулканы и сс ответствуэдие им магматические очаги,нез| литые-вулканы и очап активном: отмечены лито» плиты с указанием границы кора (б< лее частый крап)- Mai тля.Штрих-пунктир-пу движения мантийных плшов,залитые кружк магматические очаги, зникаадиа при их пла лочии. Длинные стрел -напра&чонио движет м окешшчоокой шита Л f* у,;-' ' репою стрелки- ншк

", v ; ■ $ • донное-движишо шт*

„, j f}' г- -- риковей плиты. m-huj

Г' меновая мантия нем-

- тала. Мм-мв тасомвти

родмшая мантин,область чсж'рой пагатркхоианп (плотность атри вки отражает у.г.тенг'У.ыкчсть м^та^пчатичестсй переработки) .Eyj иичоскио зонч: 1Ж Рск.-гичноЯ К--мчатки.Сл Отданного xpeön.31 - западай )!'.',м-(ника.рхемя сниэлу.кш» с учетом представлений нли*1<г« f.*. oT'üi.iviiv! ллп молочных бгкм.игов Ю Японии.

0;,0l

■-t-.-lil f-~

:0М

•!.- V/

-63-

зшкяввив

Детальное исследование вещественного состава позднекайнозой-¡ких вулканитов Курило-Камчотской островодуашсй системы прод :тавляет фундаментальный интерес для понимания происхождения !агм во всех зонах перехода океан-континент.Б связи с этим сле-(ует заметить,что Камчатский сегмент Курило-Камчатской остроьо-1Ужной системы,судя по длительной и сложной истории его гео.чо-"ического развития,наличию обширных выходов древиого метаморфи-|еского фундамента,некоторым тектоническим особенностям(Ханчук, [984),а также сочетанию на его территории островодунных и внут-лтлитпых вулканических серий,должен,видимо,рассматриваться не сак островная дуга,а скорое как активная континентальная окраи-ia типа Северо Американской (геодинамичоская обстановка Кали-Еюргкйского тша.по м.И.Кузьмину).С этих позиций Курило-Камчат-зкая эстроводужная система представляет собой сочетание нормальной двойной островной дуги (Курильский сегмент,включая СВ Соккайдо и Юга у ю Камчатку) и активной континентальной окраины (часть Камчатки к северу от широты Авачилского залива).

ОСНОВНЫХ ПУБЛИКАЦИИ НО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ Монографии 6 соавторстве:

1. Волшец 0.И..Колосков А.В.Плагиоклазы четвертичных эффузивов и малоглубинных интрузивов Камчатки //Новосибирск: Наука,

1976.135 с.

2. Псполитов Э.И. .Болынец О.Н.Гоохимичоскио оссбсшости четвертичных вулканических пород Курило-Камчатской остргвной дуги

, «некоторые вопроси питрогенезиса //Новосибирск:Наука,1981. 182с.

Статьи, в коллективных лонографиях:

3. Оптические и iтетрохимическин исслодовш'ия магматических образований Центральной Камчатки /Ал.: Наука,1967. 192 с.(Отв. ред. К.Н.Рудич).

4. BiiAternary volcanis.,' and tectonics in Kanctiatke //Sull.volc.Speciil vol.,177?. v.«. M.l-1. 298 p. (Editor«! E.M.crlich, G.C. Eorshkov).

5. Взаимосвязь разноглубинного магматизма //M.: ¡;аукы,1Ьо2. 268с. (Отв. род. К.Н.Рудич).

С. Петрология и геохимия острова^/ цуг и окраинных морей //М.;

Наука,33G с. (Отв. рад. 0.А.Богат! клч). 7. Геохимическая гипизикя магматических и метамор!ичесхих i/o-род Камчатки //Труды КГиГ со AJ1CCCP. Вып.390. Новосибирск,

-641990. 260 с. Шауч.ред. А.П.Кривенко).

8. Подводный вулканном и зональность Курильской островной дуги //М:.Наука, I99& 522 с. (Отп.ред.Ю.Ц.Пущаровский).

Опаяьи в xxitsiajriT Ii nrinjumaiT:

9. Волынец о.н. .Флеров Г.С. ,фрих-Хар Д.И. .Шадаи Н.Л.Об эволюции третичного магматизма Срединного хребта Камчатки //Геология

и геофизика,1963. и 5. 0.103-107.

Ш.Волынец О.Н. .Колосков A.B. .Флиров Г.Б. ,и др. Формацкоиное расчленение третичных плутонических и вулкаио-плугошкескнх образований Центральной Камчатки //Доклада АН CC3P.IS65. Т.165, N I. С.153-155.

Н.Волынец О.Н.Зональность в четвертичных кислых акструзаяд Иа-лачавского района (Восточная Камчатка) /Л&гма ыалоглубЕиКшс кш>р.М.:Наука,1970. C.I20-I37.

12.Волынец О.Н. тлагиоклазы с промежуточной оптикой в кислых четвертичных лавах Камчатки и их гынозис //Вулшазм и. глубин Земли.Ii.: Наука,ЮТ. C.I3Ö-14X.

13.Волынец О.Н.О неоднородности составов в потока:» и экструзиях кислых лав //Кислый вулканизм. Ii:. Нцугса,1373. С.Б7-02.

14.Б0Л1ЛЮЦ О.Н. .Колосков А.В.О петрологически критериях фащШ глубинное;j магматических образований //Сов.геология,1973. N5. С.134-140."

15.Volynets Ü.N.,Kolo'.bov й.V.,l4c;'ulitcv E.I. s.a. Geochaaicil pstulii-i-ties of olivine fron Quaternary basalts oi KiKChatkL and Kuril« Islands and the problets of petrogsriabis //Ködern Ccoltijy, 1775.V.l.

P.104-115.

16.Волынец О.Н..Ермаков E.А.,Кирсанов й.Т.,Дуййк Ю.М. Петрохи-шческиэ тшш базальтов Камчатки и их геологическое положение //Балл.вулкан.станц.,1976. n 52. C.II5-I2S.

17.Волынец О.Н.Пополитов Э.И. .Флоров Г.Б.,Кирсанов й.Т. Состав и геохимические особенности штпкшшзов чатБартичных вулканических пород Камчатки и Курильских островов //Геохимия, I977.N.5.C.73S-747.

18.Волинец О.Н.,Иванова В.Л.¡Кирсанов И.Т. и др.О структурной состоянии плагиоклаиоц чь гдортичних вулканитов Куршо-Кам-чатского региона и полнокристишчвских включений в них // Бхш.вулк.станц. ,1978. n 54. С.97-104.

19.Большей О.Н. .-luBpoB Г.Б. ,Апдроав H.H. и др. Петрохиша,геохимия и вопросы генозаса пород Большого трепетного Толбачин-ского извержения I11?? [976 г.г.//Доклады АН СССР, 1978.Т.23Э

М.4. C.940-S43.

20.Волннец О.Н.,Щека С.А.,Дубин D.M. Олнвин-аяортитовне включэ-1мл вулканов Камчатки и Курил //Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги.М.: Наука, 1978. С.124-167.

21 Волынец О.Н..Богоявленская Г.Е.,Пополитов Э.И. Петрография, химзвк, контактопке преобразования и проблемы генезиса гра-нитоидних включений в четвертичных вулканических породах Камчатки //Там «е, C.I68-199.

22.Волынец О.Н. Гетеротокситовые лавы и пемзы //Проблема глубинного магматизма. М:.Науки,1979. C.I8I-I96.

23.Вслннец О.Н. .Хренов А.П. .Флоров Г.Б. и др.О месте и времени кристаллизации вкрапленников плагиоклаза эффузивов по данным изучения продуктов современных извэркений вулканов Кутило--Квмчатской зонч //Вулканол. и сейсмол.,1979.н.4.С.34-48.

24.Волынец О.Н.Латеральные вариации распределения стронция в четвертичных лавах Курило-Камчатской островной дуги //Вул-канол. И сейсмол.,1901.u.Z. С.26-ЗБ.

25.Волынец О.Н..Сметшшикова О.Г.,Хисина,Н.Р.и др. Вкрапленники щелочных полевых шпатов в поздиекайнозойских лавах Камчатки и вопросы их генезиса //Доклада АН CCCP.I98I.T.2GI.N.4.

С.968-971.

26.Петров Л.Л..Волынец О.И..Пампура В.Д.Поголитов Э.И.Распределение бериллия и фторч в четвертичных вулканитах Курило-Кам-чатскОй островной дуги //Вулкан, и сейсм.,1982.x.2. С.12-21.

27.Аношин Т.Н. .Волынец О.Н. .Флеров Г.Б. К геохимии золота и со-робра в базальтах Большого трещшшого ТолОачинского кзверяе-ния I975-I97S Г. г//Доклада All СГ,СР,1382.Т.264.н.1 .C.I95-I98.

PB.Pajjolitov Г.I.,Volyfic11 O.N. Geochemistry of Quaternary volcanic rocks -fro» tbc Kviriic-KisecSalkÄ island art //Juurn.of Volcan, and üvuthere. Rci.,|9!)a.V. 1?.H.H.

29.Аношин■ Г.I!.,Вj:шц O.H. .Фваров Г.В. а лр. Иерьне данные no распределению пдаг.чгендг в с современных базальтах Камчатки . //Доклады АН таГ,Т933.Т.?.С8.м.4.С.567-969.

30.Волынец О.Н. .Пй-юкз М.Г. .Тплоеофова 'Г.М. .Чубаров В.М. Первая находки щелочных т-мтшцво'пшх минералов и поздаекайнозойских лавах Камчатки Л Д.-кладя AI. СССР, I ¿>83. Т.269.М.5.С.П82-И85

31.Волынец О.И.,ХЧтп! SM). ..Чубик ¡O.K. ¡'¡атония габбро-анорто-зитоп и вулканит;«; луг и qviiiiioiuie их с породами материков Луны /.'Лисртошп.ч и ¡fyiai. М.:Нзука,1984.

С.1Э9-234.

32.Волшкщ O.ll. .Понолитов 0.И.,Патока и.Г..Аношин ГН. Две серш лав повышенной щелочности ь позднекайаозойской вулканической зоно Срединного хребта Камчатки //Доклада АН СССР,1984.Т.274 N.5.C. Л65-Л&4.

33.Волинсц О.Н. .лпаньов B.B. Лойцит и нефелин в четвертичных -бозалътах Кямчотки/'/'Доклада АНСССР, 1984.Т.275.N.4.0.955-958,

34.Волинец 0.1!. .Антигшн B.C. .Апошин Г.Н.и др. Первие данные по гоохимии и миниралогии позднокайнозойских калиевых базальто-вдоз Камчатки //Доклада № СССР,1985.Т.284.нЛ.С.205-208.

35.Вольин1Ц О.Н. .Аношин Г.Н. .Антипин B.c. Потрология и геохимия щолочшх и субщолочшх лав,как индикатор геодинамического

- режимп островных дуг /Л'оол. и гоофиз. ,I986.n.8.C.I0-I7.

36.Виноградов В.И. .Еолыиоц О.Н. .Григорьев B.C. .Колосков A.B. tooroiiiiijü состав cvpc ¡шик к некоторых проявлениях кислого вулканизьа на ыо Кимчатеи //Доклады АН СССР,I986.T.289.

37.В0ЛШСЦ О.Н. , Аношин Г.Ii.,Пузанков Ю.М..Пархоменко B.C. Гоохю.мчмскил типизация позднонуйнозойских базальтов Кам-чапси (по данным нейтроино-штшационного анализа)//Доклады Aii СССР, .1987. ï'. 2УЗ. t». 3.0. G85 -688.

ЗЗ.Кхшноц О.Н..Аношин Г.II. .Пузанков ¡U.M. .Пералелов А.Б. и др. Кадиошо оазпльтоида Гошдпой Камчатки - проявления пород лпмпроигэпой серии в оегронодужной еистемо //Геол.и гео4нэ., ISÖV.N.11.С.4Г M.

йу.ПолЛь'ц 0.!!. .Аидейо Г.П.;Виноградов В.И..Григорьев B.C. иэотоппш! ai üiijibiii/o'fi и четмртичних лавах Курильской ooTpoiülort .«yri« -'/Ггл<*л<>>гп.1'0:ш.. «.938.X.I.С. 19-27.

•¡О Uojßjui'H o.H. .AiuniU'i; Ь.в. Дромастыо шЩСоли и слюды ультра-oo!)ù!iiuj< liK.wvir/iä vi-ii.ùpraHiOiX лотах Камчатки я Курил // ДисийДО Ali СССЗ'. 1 Т.307.n. .С.¿203-1206.

■<;.AimiiT,i:i ¡'..С.,Гадали О.Н.,Переаелоп A.B. Геохимия високока-лиоиого y.ai'M;ir.ij.M:i- индикатор кадшамичоских обстыюьок (на приккро KaM-i:vj-;'.a,i'oAvatT.s я гздпЯкалья) //Тр>л- x:v копгр. КернаточБалтайской геал. исс. София, крб.1зд9.С.Ш-13С.

■«.Волинец О.Н.,Пуал.чков il.ü.,Щх>тт Л.К. Галогены з слюда:; вулканических пород Курило Ккмчнтской островодуиюй системы //Доклиду ЛК ООС'Г.iЭ83.Т.309.н.Л.С.603-037.

-13.волы1шц 0.;!. .ДЬЛ-'ЙКО l'.il. .Цьогкой A.A. .Антонов A.B. И др. Минеральная здтыюегь чотеиртичшх лав Курильской остров-

• НОЯ дуги //Изв. АН СССР, сер. Г80Л. ,1990. N.J .С.29-44.

44.Волшюц 0.|[.,ЛвдеЯко Г.П..Цветков A.A. .Ананьев B.D. и др. Гипербазитоше включения а четиортичных лапях Курильской островной дуги //Изв.АН СССР,сор.геол.,1990.N.3.С.43-57.

45.Волннец О.Н.. Аса пин A.M. .Когпрко -Î-H. Вопроси генезисе ще лочных и субщолочшх вулканитов Камчатки //Геохимия, 1990. н.4.С.506-525.

46.Волшюц О.Н. .Асавин А.М.,Когарко Л.¡^Фракционирование редких элементов в щелочных и субщолочных вулканитах Камчатки // Геохимия,I990.N.5.С.072-G8I.

47.В0ЛШЮЦ 0.II.,Антипин В.е.,Перепелов А.Б.,Аношин Г.н. Геохимия вулканических серий островодукной системы в приложении • к геодинамике //Геол.и геофиз.,1990.n.5.С.3-13.

48.Волынец О.Н. .Успенский B.C. .Апошин Г.Н. .Валов М.Г. и др. Позднекайнозойские внутршштшо базальты Восточной Камчатки //Доклады АН СССР, 1990.Т.313.к.4.С.955-959.

49.Волынец О.Н..Успенский В.С.,Ллошин Г.И.,Валов М.Г. и др. Эволюция геодшшмичоского режима магмообразоваиия на Востоа-ной Камчатке п позднем кайнозой (по геохимическим данным ) // Вулканол.и сейсмол.,1990.n.5.С.14-27.'

эО. Цветка в A.A. .Рллыьец О.Н. .Моррис Дж. ,'Гера Ф. Проблема суб-дукции осадков в свото данных по геохимии бериллия и бора в магматических породах.зоны перехода океан континент.// ifeb. АН СССР.сер.геол.,1991.n.II.С.3-25.

51 .Avdciko O.P..Volyiiets O.M.,rtntormv ft.Гц.,Isvetkov Л.ft. Kurile \s-

Iind arc vulcanise: structural and pctrological aspects //Tçcip-I nophysics,1991.V.1УУ.Р.2/1-?Q7

>2. Taran Tu. A. .Pokrcivsky B.C. .I'olynetb u.U. Il/drogt-n isotopes i(i boles and »icas iruiu UiuUmúry lüvab of the Kamciibtla-Kurils jtr$ systen / /Rt-pt .Geol. Sur v. Japan, 1У82. V. 27?. P. 187-169.

¡З.Волынец О.Н. .Колосков A.B. .Ягодзипски Пл.к. и др. JSohh.jito-вая тенденция в л;>иах подводного вулкана Пийпа jk его «Орам-лешя (Западная ".четь Алеутской ги) :I.Геология,петрошлия, минералогия //Вуяканол. и сейсмол. .I992.N.I..C.3-23,