Петролого-генетические корреляции ультраосновных включений и смещающих вулканитов зоны перехода Тихий океан-Азиатский континент

Колосков, Александр Валерианович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Петролого-генетические корреляции ультраосновных включений и смещающих вулканитов зоны перехода Тихий океан-Азиатский континент
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петролого-генетические корреляции ультраосновных включений и смещающих вулканитов зоны перехода Тихий океан-Азиатский континент"

^ / РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

На правах рукописи УДК 550.4: 551.2(571.6)

КОЛОСКОВ Александр Валерианович

ПЕТРОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ КОРРЕЛЯЦИИ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ И ВМЕЩАЮЩИХ ВУЛКАНИТОВ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА ТИХИЙ ОКЕАН - АЗИАТСКИЙ КОНТИНЕНТ

Специальность 04.00.08 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Владивосток 1998

Работа выполнена в Институте вулканической геологии и геохимии ДВО РАН

Официальные оппоненты:

Оппонирующая организация:

доктор геолого-минералогических иг профессор С.С.Зимин (ДВГИ ДВО РА доктор геолого-минералогических на профессор О. М. Глазунов (Институ геохимии им. А. П.Виноградова СО Р доктор геолого-минералогических на ведущий научный сотрудник А.И.Кио (ИЗК СО РАН)

Институт тектоники и геофизики ДВО РАН (г. Хабаровск)

Защита состоится "т " Д 1998 г. в Го час.

на заседании Специализированного совета Д 003. 54. 01 при Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН

Адрес: 690022 Владивосток, Проспект 100-летия Владивостока 159

С авторефератом можно ознакомиться в центральной библиотеке ДВО РАН

Автореферат разослан "Л/" 1998 г.

Ученый секретарь Специализированного совета к.г.-м.н.

Б.И.Семеняк

ВВЕДЕНИЕ.

Актуальность проблемы. Наличие или отсутствие ультраосновных включений в вулканических породах является геологическим фактом, который сам по себе требует объяснения. Упоминание о ксенолитах ультрамафитов встречается едва ли не в каждом вулканологическом описании и, тем не менее, в любом геологическом или петрологическом словаре смысл трактовки термина "ксенолит" заключается в его чуже-родности и следовательно появление ксенолитов в вулканитах связывается с фактором случайности. Однако, решить вопрос о том, является ли включение ксенолитом или имеет более тесные связи с вмещающей породой можно, лишь, проведя обтоятельные петрологические исследования. Актуальность затронутой проблемы определяется тем, что она имеет прямое отношение к ряду приоритетных направлений, которые характеризуют современное развитие магматической петрологии.

Хорошо известно, что состав вулканических пород может находиться в разной степени приближения к тому магматическому расплаву, который изначально появляется в глубинах Земли. Реконструировать первичный магматический состав, проследить историю эволюции расплава - одна из основных задач петрологии.

В 60-е годы для анализа составов исходных расплавов часто привлекались всевозможные коррелятивные диаграммы, построенные по методу А.Н.Заварицкого, с использованием индексов Пикока, Х.Куно, А.Ритмана. При изучении интрузивных образований, в особенности расслоенных серий, в качестве исходных жидкостей принимались составы закаленных эндоконтактовых разностей пород.

В последние два десятилетия состав исходных расплавов представляется как результат суммарного влияния многих источников, роль которых учесть бывает очень трудно.

Однако, еще А.Е.Рингвудом при обосновании пиро-литовой модели состава верхней мантии в качестве критериев первичности магм, наряду с их магнезиальностью и высокими содержаниями N1 и Сг принималось присутствие в породе барофильной или высокотемпературной кристаллической фазы. Последний критерий, вероятно, является наиболее надежным при решении этой проблемы.

Общепринятым также является представление о том, что вещество магматических пород в той или иной степени отражает особенности геодинамической обстановки проявления магматизма. С этих позиций, вероятно, интересным будет оценить индикаторные возможности ксенолит-содержа-щих вулканитов, а также проследить, как меняется состав и минералогические особенности самих ксенолитов при переходе от одного геодинамического режима их проявления к другому.

В геологической литературе имеется обширнейший материал по изучению ксенолитов в связи с вулканитами континентальных или океанических областей. Менее изучены и менее известны включения в вулканических породах островодужных систем.

После выхода в 1959 году известной сводки Росса с соавторами представления о ксенолитах, как удивительно однообразных по химизму и минералогии образованиях, испытали существенные коррективы. Однако мнение о том, что "истинно „мантийными" могут быть только включения гранатовых или шпинелевых перидотитов с характерной для них минералогией глубоко укоренилось в сознании ученых. Поэтому, когда появились первые детальные работы по "остро-водужным" ксенолитам и обнаружились их существенные отличия от "классических" континентальных лерцолитов и сходство с составами гипербазитовых массивов ученые единодушно признали в них обломки, отторженные от этих массивов. В представленной работе автора дается иная трактовка этих особенностей. Ксенолитный материал, в целом, рассматривается не как отражение некоторого пассивного субстрата, а в эволюционном плане с возможным учетом всех тех изменений, которые он испытал.

Цели и задачи исследования. Целью настоящего исследования является выяснение характера геологических и пет-ролого-геохимических взаимоотношений между включениями ультрамафитов и несущими их вулканитами для петрологических построений.

В задачу исследования входило:

1.Разработка критериев типизации ксенолит-содержа-щих вулканитов в общей иерархии вулканических серий и ассоциаций.

2.Изучение закономерностей изменения петрографических и минералогических особенностей включений ультра-

мафитов в вулканитах разного состава и различного геоструктурного положения.

З.Выяснение условий образования и преобразования включений.

Научная новизна. Работа является первой попыткой систематизации данных о характере взаимоотношений ксенолитов и вмещающих вулканических пород на обширной территории восточно-азиатской окраины, которая характеризуется большим разнообразием геодинамических обстановок проявления позднекайнозойского вулканизма, пестротой состава его продуктов, обилием и разнотипностью встречающихся здесь базит-гипербазитовых включений. Впервые с использованием представительного аналитического материала установлена зависимость между минералогическими особенностями включений ультрамафитов и петролого-геохимическим типом вулканитов.

Выявлена стадийность изменения составов включений в ряду лерцолит-верлит-гарцбургит в ходе их декомпресси-онного преобразования при движении расплавов к земной поверхности. Показано, что каждой стадии преобразования включений может соответствовать определенный их тип в вулканитах из различных регионов переходной области.

Работа основана на результатах 35-летних исследований, за время которых автору довелось провести 29 полевых сезонов, участвовать в 4-х рейсах "НИС Вулканолог", работать во многих районах рассматриваемой переходной области: на Камчатке, Курилах, в Корякин и на Чукотке, в пределах, Западных Алеут, Юго-Восточного Вьетнама и шельфа Южно-Китайского моря, а также - Мексиканского вулканического пояса. Для привлечения сравнительного материала использованы многочисленные литературные источники.

Основные выводы (защищаемые положения).

1. Содержащие ультраосновные включения вулканиты являются дериватами, наиболее приближенных к родона-чальным магматических расплавов, образовавшихся в условиях одной из трех фаций магмогенерации: пироп-гранатовой, шпинель-пироксеновой или оливин-плагиокпазовой.

2. Область перехода между Тихим океаном и Азиатским континентом характеризуется закономерным изменением составов продуктов вулканизма и типов ассоциирующих с ним ультраосновных включений. В обстановке окраинно -континентального рифтогенеза в связи с базанитами и щелочными оливиновыми базальтами отмечается шпинель-

лерцолитовый тип включений. Базальты с внутриплитными геохимическими признаками, развитые в пределах активных континентальных окраин и зрелых островных дуг, характеризуются наличием верлитового типа включений. В связи с вулканизмом островодужного типа присутствуют две ассоциации включений дунит-гарцбургитовая и пироксенит-верлит-кортландитовая. Обе ассоциации характеризуются условиями оливин-плагиокпазового равновесия.

3. Процесс декомпрессионной перекристаллизации и плавления включений по мере движения расплавов к земной поверхности имеет этапный характер с выделением: шпи-нель-лерцолитовой, верлитовой и гарцбургитовой стадий их эволюции. Эти стадии в вещественном составе соответствуют трем основным минеральным ассоциациям включений тыловой, промежуточной и фронтальной зон рассматриваемой переходной области.

4.В ходе декомпрессионного плавления и перекристаллизации включений закономерно меняется как состав включений, так и характер ассоциирующего магматического расплава. В общем плане сообщество ксенолит-вулканит следует рассматривать в качестве саморегулирующейся геологической системы.

5. Установленные петрологические и изотопно-геохимические корреляции включений и вмещающих их вулканитов свидетельствуют об их генетическом родстве во всех зонах проявления.

Практическая значимость работы. Исследования по петролого-геохимической типизации ксенолит-содержащих вулканитов, петрографо-минералогический анализ находящихся в них включений из разных геоструктурных областей зоны перехода Тихий океан-Азиатская окраина несомненно важны для целей геологического картирования, палеоре-конструкций, изучения геодинамических режимов и понимания металлогенической специализации различных магм.

Обьем и структура работы. Диссертация, обьемом 437 страниц, состоит из введения, заключения, шести глав, 45 таблиц и 82 рисунков.

Публикация и апробация работы По теме опубликована одна монография и 7 тематических сборников, более 120 статей и тезисов преимущественно в центральных и зарубежных (5) изданиях. Основные положения работы докладывались на различных региональных, всесоюзных и международных совещаниях и симпозиумах, в том числе, на IV и V

Всесоюзных петрографических совещаниях, на V и VI Всесоюзных вулканологических совещаниях, на XV Ассамблее МГГС (Москва), на III советско-японском симпозиуме по геодинамике и вулканизму зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану на международном совещании "Происхождение основных типов базальтов" (Рейкьявик,), на Всесоюзном симпозиуме" "Ультраосновные магмы и их металлогения" , на международном симпозиуме "Строение и динамика переходных зон"' (Москва,1983), на XII семинаре "Геохимия магматических пород" , на I конференции по геологии Индокитая (Хошимин,), на II Всесоюзном симпозиуме по геохимии изотопов , на Всесоюзном совещании "Офиолиты восточной окраины Азии" и др.

Работа начата в лаборатории взаимосвязи поверхностного и глубинного магматизма Института вулканологии ДВО РАН и закончена в лаборатории петрологии и геохимии Института вулканической геологии и геохимии ДВО РАН. Исследования проводились в тесном контакте с коллегами этого и других академических институтов, МинГео России, а также с некоторыми зарубежными учеными. Это, прежде всего, О.Н.Волынец, Г.Б.Флеров, К.Н.Рудич, М.А.Фаворская, Д.И.Фрих- Хар, Г.П.Авдейко, В.А.Ермаков, И.В.Мелекес-цев. В творческом общении с ними, а также с С.А.Щекой, А.И.Ханчуком, ИАТарариным, Б.В.Ивановым, Г.Н.Аноши-ным, В.И.Шараповым, М.Г.Патокой, В.В.Пономаревой, О.А.Брайцевой, А.Е.Шанцером, Н.Н.Шилиным, Дж.М.Ягод-зински (США), В.А.Селиверстовым, Г.П.Пономаревым, А.И.Цюрупой, Н.И.Селиверстовым, Т.Г.Чуриковой, С.А.Ху-буная, А.А.Алискеровым обсуждались многие аспекты работы и готовились совместные публикаций. В разное время автор обращался за помощью и консультациями к В.В.Кепежинскас, А.А.Маракушеву, Дж.Дэвидсону (США), Г.Вернеру (Германия). Автор глубоко признателен всем перечисленным коллегам за поддержку и полезные дискуссии, способствовавшие становлению его взглядов на проблемы происхождения и эволюции магм в активных континентальных окраинах и на островных дугах. Автор признателен также Н.С.Хану и Н.Ч.Иему за помощь в организации полевых работ на территории Вьетнама и С.Де Ла Круз на территории Мексики. Автор сознает, что проблема связи вулканитов и выносимых ими включений обширна и далеко выходит за рамки настоящего исследования. Однако приведенный в работе фак-

тический материал и его интерпретация, возможно, внесут посильный вклад в ее решение.

Глава 1. ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ ТЕРМИНОЛОГИЧЕСКОГО И МЕТОДОЛОГИЧЕСКОГО ХАРАКТЕРА.

1.1 Вопросы терминологии. Представленная работа готовилась в течение 35-ти лет на рубеже двух идеологий: теории геосинклиналей и новой концепции тектоники литосферных плит. Этим обьясняются возникшие при ее написании трудности терминологического плана.

Прежде всего, это касается практики использования такого термина как "внутриплитный вулканизм". В работе этот термин используется для характеристики позднекайнозой-ского вулканизма Вьетнама, который связан с окраинно-континентальной рифтовой зоной, что не совсем точно соответствует его значению. Однако австралийские ученые ("Intraplate Volcanism...",1989) применяют именно этот термин для характеристики кайнозойского вулканизма Восточной Австралии, который во многом подобен вьетнамскому.

Известно, что на активных континентальных окраинах и в островодужных системах, помимо собственно островодуж-ного, развит еще "неостроводужный" тип вулканизма (Stern et.al.,1990; Veichowet.al.,1984; Uchimisu.1966, Nakamura et.al..,1990). Он имеет определенные петрогеохимические черты сходства с внутриплитовым, но отличается от него рядом формационных особенностей. Для этого типа вулканизма не существует определенного термина. В одних работах он именуется, как внутриплитовый ("Петрология и геохимия...",1987; Волынец,1993), в других (Волынец и др.,1995,1996; Колосков и др.,1997) - как внутриплитный геохимический тип. Этот последний термин и будет использоваться при дальнейшем изложении материала.

Термины "островодужный вулканизм", вулканизм "оро-генного этапа" развития островной дуги, "субдукционный" вулканизм используются для обозначения одного и того же геохимического типа вулканических проявлений, хотя последний термин понимается гораздо шире - для описания сходных проявлений и на активной континентальной окраине.

Названия "ксенолит", "включение", "инклюзия" рассматриваются как синонимы,

Представления автора о геохимических типах и геохимических сериях в целом соответствует определению, предложен-

ному ОА.Богатиковым с коллегами. Под сериями понимаются естественные ассоциации магматических горных пород, обладающие общими геохимическими признаками и занимающие "на классификационных петрохимических (геохимических) диаграммах вполне определенное положение, характеризующее тот или иной тип геодинамической обстановки" ("Эволюция...",1987,с.15).

1.2. Методические приемы и разработ-

к и.

1.2.1.Методы исследований. При проведении настоящих исследований автором был использован широкий набор петрографических, геохимических, изотопных и минералогических методов.

Валовый химический анализ пород (всего около 500 анализов) выполнен в основном в Центральной химической лаборатории Института вулканологии ДВО РАН (аналитики: Т.В.Долгова, Н.Р.Русакова, Г.В.Лец, Н.В.Соловьева), часть анализов была сделана в Центральной лаборатории ПГО "Укрчерметгеология" (г.Керчь, аналитик Р.А.Шиндерук) и Химико-аналитическом центре ГИН РАН (аналитик М.В.Радченко).

Геохимические анализы (около 300 образцов) выполнены рентгенофлюоресцентным и спектральным методами в ИГЕМ и ГИН РАН, РЗЭ и Se определены нейтронно-активационным методом в ГИН РАН (руководитель С.МЛяпу-нов); Th и U-гамма-спектрометрическим методом в ГЕОХИ РАН (аналитик Т.М.Золотухина). Кроме того, часть микроэлементов была определена методом нейтронной активации в Университете Ю.Флорида, США под руководством М.Дефан-та, а также методами ICP-MS и ICP-ES в XRA-лаборатории (Брест-Университет, Онтарио,Канада), а также в Геттинген-ском университете (Германия)

Данные по изотопии Sr,Nd и РЬ (всего около 80-ти определе-ний) были получены в лаборатории абсолютного возраста ГИН РАН по методике, описанной в работе С.Ф.Карпенко и др. (1984), в лаборатории изотопии Открытого Университета (Великобритания), а также в Геттингенском и Кор-нельском (США) университетах

В работе большое внимание уделено изучению минерального состава вулканических пород, а в особенности ксенолитов. Были просмотрены обширные коллекции шлифов и аншлифов, использовано около трех тысяч анализов минералов и около 200 определений составов стекол, выполненных

с помощью рентгеновского микроанализатора "Camebax" в лаборатории микрозондового анализа Института вулканологии ДВО РАН (аналитики В.М.Чубаров и Т.Г.Философова).

1.2.2.Некоторые методические разработки. Автором была предпринята попытка представить на единой диаграмме химические составы базальтов различных областей, используя методы многомерного статистического анализа (Колосков, Жаринов, 1986). При этом оказалось возможным основную информацию о различии изучаемых объектов описать двумя интегральными показателями Pi и Р2, являющимися линейными комбинациями основных породообразующих окислов:

Р!= 0,8 Si02 - 0,75 Ti02 + 1,33 Al203 + 0,65 Fe203 + 0,73 FeO + 0,59 MgO + 0,09 CaO + 0,55 NazO +4,66 K20

P2= 1,14 Si02 - 0,13 Ti02 + 1,18 Al203 + 1,16 Fe203 + 0.9 FeO + 0.62 MgO + 0.45 CaO + 0.15 Na20 -.3.98 KzO. В координатах Pi-P2 была построена классификационная диаграмма (рис.1) на которой выделены зоны, соответствующие трем основным рядам пород, отличающимся по щелочности - известковистости: толеитовому, известково-щелочно-му и субщелочному (щелочному). Кроме того, на диаграмме определены ряды пород, характеризующиеся наличием разных типов ксенолитов и отличающихся по своей лейкокра-товости-меланократовости. Различия между зонами и полями определяются степенью полярности таких компонентов как Mg,Ti,Fe+\ с одной стороны, и AI,Si,Fe+3 - другой. Эта диаграмма в дальнейшем используется для характеристики петро-химических особенностей базальтоидов различных регионов.

Автором совместно с С.Е.Жариновым также была сделана попытка рассмотреть задачу сравнения составов клино-пироксенов из различных типов базит-гипербазитовых включений в вулканитах с использованием методов многомерного статистического анализа (Koloskov and Zharinov,1993).

В рамках принятой модели основная информация о различии объектов может быть описана двумя интегральными показателями, аналитические выражения для которых в нашем случае имеют следующий вид:

Р, = - 0,02 Si02 + 0,09 ТЮ2 + 0,64 Al203 + 0,59 Сг203 +1,35 FeO + 9,65 МпО - 0,50 MgO + 0,29 CaO - 2,26 Na20

Р2 = - 0,93 ТЮ2 + 0,07 А1203 + 1,23 Сг203 - 0,46 FeO + 1,74 МпО + 0,36 MgO + 0,10 CaO -1,66 Na20 .

С использованием этих показателей была построена классификационная диаграмма (рис.2), на которой выделены

поля составов клинопироксенов из ксенолитов, относящихся к трем различным фациям глубинности: пироп-гранатовой, шпинель-пироксеновой-И оливин-плагиокпазовой.

Глава 2, РАСПРОСТРАНЁННОСТЬ ОСНОВНЫХ ТИПОВ ВКЛЮЧЕНИЙ И СОДЕРЖАЩИХ ИХ ВУЛКАНИТОВ НА ! . . ; , АЗИАТСКОЙ ОКРАИНЕ. .

На обширной территории, ..относящейся к , зоне сочленения Азиатского континента с Тихоокеанской плитой, от Малайзии на юге до Чукотки на, севере протянулась область распространения разновозрастных вулканических поясов Здесь выделяются вулкано-плутонические комплексы офиоли-товых ассоциаций, окраинно-континентальные вулканические пояса, вулканические проявления молодых и палеоостровных дуг ( "Вулканические пояса...", 1984). В целом, начиная с раннего мезозоя и до современного времени, наблюдается тенденция смещения главной вулканической и тектонической активности в сторону Тихого океана. Однако, уже в начале кайнозоя эта простая закономерность нарушается. Происходит возникновение впадин окраинных морей и формирование островодужных систем, различающихся особенностями геологического строения и типами проявившегося в них поз-днекайнозойского вулканизма. В пределах Тихоокеанской окраины Азиатского материка, на рубеже позднего мела-палеогена закладывается обширный грабеновый пояс, который можно отнести к числу рифтогенных систем (Вар-навский, Малышев, 1986). Возникновение этого пояса по времени совпадает с усилением вулканической активности в ряде регионов на краю азиатского континента.. ("Вулканические пояса...", 1984). ^ с

Таким образом, рассматриваемая переходная область характеризуется большим разнообразием формационных типов проявившегося здесь позднекайнозойского вулканизма. Разнообразны и типы ассоциирующих с вулканитами базит-гипербазитовых включений.

География распространенности этих включений здесь обширна и многообразна.

Свыше десяти мест, где встречены базит-гипербазито-вые ксенолиты, отмечены на Индокитайском п-ве Часть из них - в Таиланде и Кампучии (Паилин, Чантабури и Денчи) были хорошо известны (Barr, Macdonald, 1979,1981; Митчелл и Гарсон, 1984), однако, большая часть нодулей была обнаружена в ходе работ рейсов НИС "Вулканолог" (Сапожников и

др.,1979; Абрамов и др., 1980), а также наземных экспедиций автора совместно с вьетнамскими геологами

Достаточно обширная провинция ксенолит-содержащих базальтоидов выделяется в пределах Восточного Китая (Cao and Zhu,1987; "Mantle xenoliths",1987; Zhi et.al.,1990), где известно около 200 вулканических центров (исключая кимберлиты), в которых обнаружены включения ультрамафитов.

Хорошо изученный ареал содержащих ксенолиты проявлений вулканизма располагается в Приморье (Щека, 1983; "Вулканические пояса...", 1984; lonov et.al.,1995). Всего здесь выделяется около 25 мест обнаружения включений лерцоли-тового типа в позднекайнозойских вулканитах (Щека, 1983).

Если далее двигаться на северо-восток, вдоль континентального обрамления рассматриваемой переходной области, то после значительного перерыва ксенолит-содержащие позднекайнозойские вулканиты обнаруживаются только на территории Чукотского полуострова, относящегося к Беринго-воморской провинции. Здесь на территории Эскимосского срединного массива известно (Апт,1994) несколько вулканических центров проявления щелочных базальтоидов с ксенолитами ультрамафитов. Один из наиболее крупных (до 70 кв.км.) ареалов распространения позднекайнозойских ксенолит-содержащих вулканитов располагается в пределах мелового складчатого обрамления Эскимосского массива на мысе Наварин (Занюков и др.,1976 Колосков и др.,1992; Федоров и ДР-,1993)

В островодужных системах ксенолиты перидотитов (или "офилитов?) известны в некоторых кайнозойских андезитах ("Mantle xenoliths",1987) на Филиппинах. В островодужных андезитах Восточного Тайваня встречены нодули перидотитов (Cheng-Hong,1986). Щелочные оливиновые базальты и толе-иты внутриплитного типа, распространенные на западном побережье этого острова в его континентальной части, содержат большое количество ксенолитов бесплагиоклазовых ультраосновных пород (Veichow et.al.,1984).

Обширный полигон для изучения ксенолит-содержащих вулканитов и включений представляют Японские острова. При этом существенные различия отмечаются для юго-западной и северо-восточной Японии. В юго-западной Японии, где развит "неостроводужный" вулканизм, продукты которого по своим петрохимическим и геохимическим особенностям близки к внутриплитовому вулканизму, известно (Aoki,1987) около 13 мест, где были обнаружены базит-гипербазитовые ксенолиты

в плиоцен-четвертичных щелочных оливиновых базальтах, базанитах , нефелинитах и мелилититах. Среди включений преобладают-шпинелевые лерцолиты, дуниты, встречаются: верлиты,, плагирклазовые и бесплагиоклазовые гарцбургиты, вебстериты (иногда с гранатом), клинопироксениты, редкие габброиды. , . ,

Совсем иной вид включений распространен в ассоциации с островодужными вулканитами Северо-Восточной Японии. Например, в высококалиевых толеитах и известково-щелочных андезитах р-на вулкана Итиномегата широко распространены ксенолиты роговообманковых габбро и содержащих этот минерал шпинелевых лерцолитов (Takahashi, 1986). Встречаются также вебстериты, в которых с известной долей условности реконструируется гранат (Aoki, Shiba, 1974).

Свыше 20 мест, где обнаружены включения, известны на Курилах (Федорченко, Радионова,1975; "Петрология и геохимия...", 1987). Обширная коллекция ультраосновных включений (лерцолиты, гарцбургиты, редкие дуниты, верлиты и оливиновые пироксениты) была обнаружена (Волынец и др., 1990) в амфиболовых андезитах вулканов Чиринкотан и Броутона, а также в оливин-пироксеновых базальтах подводного вулкана вблизи острова Броутона.

Особенно многочисленны находки ксенолитов в поздне-кайнозойских лавово-пирокластических отложениях, куполах, экструзиях и дайках на Камчатке. Широкое их изучение проводилось за последние 10-15 лет ("Включения...",1978; "Геохимия...",1980; "Глубинные ксенолиты...", 1975; Петрология и геохимия...", 1987). Здесь известно свыше 50 мест находок включений. Базит-гипербазитовые ксенолиты обнаружены, как в связи с внутриплитным геохимическим типом базальтоидов (Волынец и др.,1987, 1990, Колосков и др. 1988, 1997) так и в ассоциации с собственно островодужными вулканитами (Включения..., 1978, Петрология и геохимия, 1987).

В пределах Алеутской островной дуги находки базит-гипербазитовых ксенолитов единичны. Так при изучении подводных вулканов в 38-м рейсе НИС "Вулканолог" (Волынец и др., 1993) на Восточных Алеутах в р-не Четырех-сопочных островов в магнезиальных базальтах были обнаружены включения пироксенитов. На о.Адак ксенолиты известны в пирокластике вулканитов известково-щелочного типа на вулканах Моффетт и Адагдак ("Mantle xenoliths...",1987).

Глава 3. КСЕНОЛИТЫ УЛЬТРАМАФИТОВ И ВМЕЩАЮЩИЕ

ВУЛКАНИТЫ РАЗЛИЧНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ЗОН ОБЛАСТИ ПЕРЕХОДА ОТ ТИХОГО ОКЕАНА К АЗИАТСКОМУ

МАТЕРИКУ.

3.1.Геодинамические обстановки области перехода океан-континент.

Деструктивные границы литосферных плит в рассматриваемой переходной области характеризуются сложностью геологического строения, большим разнообразием геологических структур, интенсивностью вулканической деятельности и пестротой ее продуктов. Подобные области рассматривают-, ся в настоящее время не только как зоны механического сталкивания крупных литосферных плит или отдельных блоков земной коры, но и как арена проявления двух противоборствующих процессов- конструктивного, ведущего к наращиванию земной коры, и деструктивного, выражающегося в ее утонении, "океанизации" или "базификации" (Белоусов,1982; Ермаков,1987; Фролова и др.,1989).

Анализ геологических материалов показывает, что позд-некайнозойский вулканизм в пределах рассматриваемой области проявился в следующих геодинамических обстанов-ках: 1) окраинно-континентального рифтогенеза; 2) рифтинга активной континентальной окраины или тыловых консолидированных участков островодужных систем и 3) субдукции в пределах простых островных дуг или фронтальных частей сложных островодужных систем.

3.1.1. Окраинно-континентальный рифтогенез. Подавляющая часть проявлений щелочных базальтоидов-главных носителей включений ультрамафитов в континентальной части рассматриваемой области связана с системой окраинно-континентальных рифтов. Сюда относятся провинции распространения вулканитов с ксенолитами на п-ве Индокитай, в пределах Восточного Китая и Приморья.

3.1.2. Режим рифтинга. Часть проявлений базальтои-дов, характеризующихся "неостроводужными", но в какой-то мере сходными с внутриплитными образованиями признаками (недосыщенность Si-Al составляющей, повышенные концентрации Ti,Nb,Ta,Zr, легких РЗЭ) рассматривается некоторыми исследователями (Gill,1984; Bloomer et.al., 1989) как показатель раннего рифтинга в островодужной системе. В настоящей работе как индикаторными в отношении по-

добного рода геодинамической обстановки рассматриваются те ассоциации вулканитов (внутриплитный геохимический тип), которые помимо специфических "неостроводужных" геологических и геохимических признаков несут еще и "нео-строводужный" тип включений. Сюда относятся проявления вулканитов внутриплитного геохимического типа в пределах Камчатско-Корякской островодужной системы (Волынец,1993; Колосков и др., 1988,1997), юго-западной Японии (Аок!,1987), в западной континентальной части о-ва Тайвань (\Zeichhow е1.а1.,1984).Все эти вулканиты содержат включения преимущественно верлит-пироксенитового типа.

3.1.3. Субдукционный режим. Пояса проявления вулканизма собственно островодужного типа связаны с блоками или зонами повышенной тектонической активности в пределах островных дуг или активных континентальных окраин. Этот тип вулканизма в "чистом виде" проявился только в пределах Курильской и Алеутской островных дуг. В иных местах фронтальной зоны рассматриваемой переходной области- на Тайване, в Японии, на Камчатке островодужный вулканизм во времени и пространстве тесно ассоциирует с неострово-дужным (внутриплитным геохимическим типом). Подобное сочетание характерно для активных континентальных окраин Северной и Южной Америки. Опираясь на эти закономерности и учитывая другие особенности геологического строения Камчатско-Корякского региона (наличие поперечных вулканических поясов, массивов древних метаморфических пород, мощность и тип земной коры), проявления позднекай-нозойского вулканизма в этом регионе необходимо связывать с обстановкой активной континентальной окраины. Эти представления разделяются и другими исследователями (Волынец 1993). По видимому, сходная геодинамическая обстановка характерна и для других регионов проявления "неостроводуж-ного" вулканизма в островодужных системах.

Таким образом, рассматриваемая переходная область характеризуется определенной зональностью проявления позднекайнозойского вулканизма. Здесь можно выделить:

1.Тыловую зону, представленную внутриплитным вулканизмом.

2.Промежуточную зону, для которой характерно появление базальтов с внутриплитными геохимическими признаками (нередко совместно с островодужным).

3.Фронтальную зону активного островодужного вулканизма.

В табл.1 приводятся особенности тектонического положения, характера проявления и состава вулканитов, а также ассоциирующих с ними включений для отдельных представительных регионов рассматриваемой области.

3.2. Тыловая зона внутриплитного в у л к а н и з м а.

Как видно из табл.1, эта зона представлена регионом юго-восточного Вьетнама.

3.2.1 .Базит-гипербазитовые включения в позднекайно-зойских базальтоидах Вьетнама. Процессы позднекайнозой-ской тектоно-магматической активизации привели к образованию на юго-востоке Азии вулканического пояса, отчетливо приуроченного к зоне континентального обрамления впадины Южно-Китайского моря. На территории Вьетнама вулканическая активность началась 12 млн.лет назад и продолжалась непрерывно до настоящего времени (Barr, Macdonald, 1981). Познекайнозойские вулканиты распространены здесь на площади около 23 ООО кв.км. Выделяются покровные базальты (мощностью до 380-420 м) неоген-нижнечетвертичного возраста, состав которых закономерно меняется вверх по разрезу от двупироксен-плагиоклазовых толеитов до оливиновых базальтов умеренной и повышенной щелочности. В более поздний период (до современного времени) произошло образование многочисленных мелких вулканических конусов и небольших вулканов в связи с разломами северовосточного, северо-западного и субмеридионального простирания. Представлены они щелочными оливиновыми базальтами, муджиеритами и гавайитами.

Полнокристаллические включения встречаются во всех вулканических провинциях Вьетнама и практически во всех вулканических проявлениях- в щитовых вулканах, в конусах, маарах и отдельных лавовых потоках. Ксенолиты обильны в шлаковых конусах, здесь же они и наиболее крупные (до 40-50 см). В лавовых потоках включения единичны и мелкие (несколько мм). Выделяются следующие группы включений: 1) лерцолиты, дуниты, гарцбургиты и тесно связанные с ними (иногда в виде ксенолитов сложного состава) "серо-зеленые" верлиты и пироксениты (с редкими находками пиропового граната); 2) "черные" пироксениты; 3) габброиды; 4) гранитоиды и связанные с ними постепенными переходами интенсивно перекристаллизованные кварц-полевошпатовые образования.

Особенности проявления и состав включений ультрамафитоп

: Особенности проявления и Ю.Вьетнам м. Наварин

состав включении -.

1.Тин вулканизма и ;. Внутриплитный Вн

структурное положение Окраинно-континен

тальная рифтовая зона

2. Время проявления '" Четвертичный - Ранне - четвертичный

вулканизма" до современного

3. Петрохимический тип Высоко-"П толеиты

содержащих включения;,; .. шелочные 01 базальты, Баз

вулканитов". ... - базаннты

4. Особенности проявления : В конусах до 40-50см в В конусах до 40см, в

включений ' потоках до 2-3 см некках 10-20см, в

потоках 3-8см

5. Состав ксешх;што«(обьёмсь)

5 шшшелевыё лерцолиты 95-100 90-95

'„дуниты ; V • „ .'->, . ед. обр. ед. обр.

'. ■ гарцбургиты ' • . .. ед. обр. ед. обр.

"зелёные" нироксешны, . 1-3 ед. обр.

верлиты, вебстериты

: • - ■ "чёрные" пироксен» г ы 1-2 нет

Таббродды. . ; ед. обр. ед. обр.

. другие типы4 . ;', /. Плавленные кварц-по Плавленные

левошпатовые образо полевошпатовые

Л-' " / - - ■ • - "V; ' вания, пироксенит с образования

пиропом

7. Мегакристы ; , - - : . Оливин, титан-авгит до Титан - авгит до 10

2-3 см, анортоклаз до 10- см,ортопироксен до

12см, плагиоклаз- 5-8см, плагио

первые см,шпинель, клаз до 1-2см,

.■ ... - . . гранат, циркон. оливин, шпинель

8. Структурныеособенности Равномернозернистые, редко протогранулярные

включений • ,"'."■" ; . порфирокластовые, вторично

перекристаллизованные

9. Фаштльное положение Фация шпинелевых лерцолитов

включений -7 ; .....

ах переходной области Тихий океан - Азиатская окраина

аям р-он в.Бакенинг Вулканы Авачинский, Ключевской, Харчинский. Острова Чиринкотан, Броутона (Курилы)

геохимический ная окраина Субдукционный Активная континентальная окраина Субдукционный Островная дуга

юновый Плиоцен - ранне четвертичный Щелочные 01 базальты Современный От базальтов до андезитов с варьирующей щёлочностью

э 30-йке В потоке 10-15см В пемзово-пирок ластических выбросах до 15-20см В базальтах до Зсм. в андезитах до 7-10см

нет ед. обр. ед. обр. 90-95 ед. обр. 10 70-80 10-15 5 ед. обр. 5 ед. обр.

5-10 нет Ед. обр. плавленного гранодиорита нет 10 Кортландиты,горн блендиты,коровые ксенолиты мело в о го фундамента нет 90 Кристаллические сланцы, амфиболиты

i-авгит, 'иоклаз, :етит, енит Оливин, титан-авпгг, шпинель, плагиоклаз Хромдиопсид до 1 Осм, оливин, авгит, амфибол до 1-2см Не обнаружены

ернис пере 1ЦИИ Порфирокласто вые, вторично перекристаллизованные, равно-мернозернистые Перекристаллизованн ые, линзовидно-полосчатые, сланцеватые равномер-нозершклые Равномернозер - нистые, крупнозернистые

т шпинелъ-лерцолитовой к Плагиоклазовая фация

тгоклазовой фации

Резко преобладает первая группа включений (от 90 до 100%), в которой обычные четырехминеральные лерцолиты играют главенствующую роль. Они состоят из оливина (6080%), клино- и ортопироксена (каждый- от 3-5 до 10%) и шпинели (от единичных зерен до 5-7%). Черные пироксениты нередко встречаются в виде жил или срастаний с лерцо-литами, которые иногда отмечаются в виде реликтовых обособлений. В группе салических ксенолитов наблюдается весь переход от габбро до гранитов. При этом ксенолиты гранито-идов весьма схожи с аналогичными породами фундамента. В некоторых образцах включений в участках наибольшего плавления и перекристаллизации породы (в прожилках или каплевидных выделениях) встречается амфибол. В соответствии с классификацией (Leak et.a!,1997), можно выделить 3 группы этого минерала: кальциевые амфиболы (в черных пироксе-нитах), кальциево-натровые и магнезиально-железистые (обе группы встречаются во всех типах включений). В нескольких образцах включений лерцолитового типа, а также в черных пироксенитах обнаружен флогопит. Он встречается в тех же участках вторичного плавления породы в ассоциации с амфиболом. Стекловатая фаза присутствует практически в каждом образце включений. Нередко она обнаруживается в виде пористого пемзовидного заполнителя в промежутках между зернами минералов и их срастаний с многочисленными жилками, линзовидными и серпообразными затеками в ранее образовавшиеся минералы. Составы стекол широко варьируют с переходом к трахитам и фонолитам.

3.3. Промежуточная зона проявления базальтоидов с внутриплитными геохимическими признаками.

В табл.1 вулканизм этой зоны представлен тремя районами: 1) м.Наварин (Чукотка); 2) р.Валоваям (Камчатский перешеек, Корякия); 3) р-он вулкана Бакенинг (юго-восточная Камчатка).

3.3.1. Базит-гипербазитовые ксенолиты в базанитах р-на м.Наварин (Чукотка). Рассматриваемый район располагается в северо-восточной части обширного восточно-азиатского грабенового пояса. Вулканическая деятельность в позднем кайнозое здесь в общем затухает- остаются только небольшие ареалы - проявления преимущественно покровного, иногда центрального типа вулканизма. Одно из таких проявлений в районе мыса Наварин рассматривается в настоящем разделе. Позднекайнозойские вулканиты, несогласно

залегающие на меловых породах основания, разделяются на две свиты- керекскую и наваринскую (Колосков и др., 1992; Федоров и др., 1993). Носителями ксенолитов являются вулканические породы наваринской свиты. Многочисленные включения базит-гипербазитового состава и мегакристы клино- и ортопироксенов обнаружены в базанитах этой свиты независимо от фациапьного типа их проявления- в некках и подводящих дайках, в бомбах и шлаках конусов, в любом, даже самом маленьком потоке и, практически, в любом обнажении.

По составу ксенолиты разделяются на следующие типы-шпинелевые лерцолиты (до 90-95% включений), единичные образцы дунитов, кпино- и ортопироксенитов со шпинелью, мелкозернистых габброидов ("бурундучного типа") со шпинелью, плагиоклазитов. Отмечаются тонко расслоенные включения с полосами существенно оливин-ортопироксено-вого или клинопироксенового состава или зональные пирок-сенит-лерцолитовые разности. Характерно отсутствие черных пироксенитов, слюдистых или амфиболовых разностей. Лерцолиты представлены обычным четырехминеральным парагенезисом. Амфибол в виде единичных зерен был встречен лишь в двух образцах ксенолитов. В ксенолите пироксенового оливинита его можно отнести к высококальциевой роговой обманке, а из включения зеленого пироксенита-к кумминг-тониту. Необходимо отметить еще одну необычную особенность наваринских ксенолитов. В одном из зерен оливина были обнаружены мелкие (не более 20-25 микрон) каплевидные включения никелистого железа (N¡-60,28%; Ре-39,92%; "П-0,07% - ср. из 2-х опр.). Эта находка (повидимому, первая в подобного рода ксенолитах) свидетельствует о весьма восстановительной обстановке их формирования.

3.3.2. Базит-гипербазитовые ксенолиты в базанитах бассейна р.Валоваям (Корякия). Рассматриваемый район располагается в западной части Вывенско-Валоваямской вулканической зоны, для которой характерно широкое развитие нарушений северо-восточного и северо-западного направлений. В верховьях реки Утваям в поле развития пород острово-дужного типа был обнаружен небольшой разрушенный конус (до 400 м в диаметре и высотой до 30-40 м) лейцитовых базанитов с обильными базит-гипербазитовыми включениями (Колосков и др.,1988). Эти образования (размером от нескольких мм до 30-40 см) составляют до 20-30% объема породы, так что местами она имеет облик лавобрекчии. Форма

включений округлая, угловатая. Среди них можно выделить: 1) зеленые пироксениты со шпинелью - 40-45%; 2) черные пироксениты и сростки кпинопироксена - 30-35%; 3) лерцоли-ты - 25%; 4) плагиоклазовые пироксениты, лерцолиты, дуниты и гарцбургиты - единичные образцы. Кроме того, встречаются редкие мегакристаллы кпинопироксена (до 2-3 см), оливина (до 3-5 мм), полевого шпата (до 4-5 мм), титано-магнетита и пикроильменита (до 7-8 мм). Амфибол и флогопит - достаточно часто встречающиеся минералы в зонах плавления или метасоматического изменения лерцолитов. Амфибол довольно однообразен по составу и относится к Са-№ группе. В зоне интенсивно проявленного метасоматоза в одном из образцов лерцолитов были обнаружены зерна нефелина и лейцита.

3.3.3. Ультраосновные включения в районе вулкана Бакенинг (юго-восточная Камчатка). Рассматриваемый район составляет крайнее северо-западное звено цепи активных вулканов, которые относятся, вероятно, к единой Авачинско-Корякско-Бакенингской вулканической зоне, секущей по отношению к простиранию Курило-Камчатского глубоководного желоба, а также большинства главных вулканических поясов региона. В фундаменте вулкана Бакенинг помимо миоцен-плиоценовых вулканических пород известково-ще-лочного типа (паратунская свита и алнейская серия) встречаются реликтовые останцы покровов субафировых высокотитанистых субщелочных базальтов и андезито-базальтов позд-неплиоценового или раннечетвертичного возраста. Хотя по особенностям вещественного состава они и были отнесены ("Геохимическая типизация...", 1990), к внутриплитному геохимическому типу , однако, эти вулканиты отличаются от континентальных внутриплитных базальтов повышенной глино-земистостью, меньшим содержанием магния, титана и соответственно всех высокозарядных редких элементов, а также легких РЗЭ и Ва.

Включения размером от нескольких мм до 10-15 см были обнаружены здесь в нескольких потоках базальтов в нижней части разреза покровных образований с общей мощностью порядка 60-100 м. Состав их своеобразен. Резко преобладает (до 90-95%) группа "зеленых" включений: верлитов, пироксеновых дунитов, клинопироксенитов. Встречаются также (5-10%) черные пироксениты. Дуниты и гарцбургиты обнаружены в виде единичных образцов, полностью отсутствуют габброидные и лерцолитовые образования, хотя был ветре-

чен один образец перекристаллизованного гранодиорита, весьма сходного с обнажающимися поблизости породами интрузивного массива. Присутствуют включения сложного состава, когда ядро представлено гарцбургитом, а оторочка ортопироксенитом. Отмечается обычный набор мегакристов (оливин, титан-авгит, шпинель, плагиоклаз), но очень мелких -не более первых мм, хотя отдельные кристаллы плагиоклаза достигают 2-3 см. Амфибол из гарцбургита относится к Мд-Ре группе, а из пироксенового оливинита - к обыкновенной роговой обманке.

3.4. Фронтальная зона активного островодужного вулканизма.

Индикаторным для этой зоны является субдукционный (островодужный) тип ксенолит-содержащих вулканитов (табл.1).

3.4.1. Включения ультрамафитов в толеитовой серии Авачинского.вулкана. Современный действующий Авачин-ский вулкан располагается в ряду среднеплейстоцен-голоц-еновых вулканов, образующих цепь северо-западного простирания ("Действующие вулканы...", 1991). С одной стороны, вулканами Авачинской группы на юго-востоке Камчатки начинается Восточный вулканический пояс, а, с другой стороны, его можно рассматривать в качестве крайнего юго-восточного звена поперечной цепи активных вулканов Авачин-ско-Корякско-Бакенингской вулканической зоны.

Базит-гипербазитовые включения здесь известны давно и хорошо изучены (Заварицкий, 1940, Масуренков и др. 1969; Щека идр.,1970; Колосков, Хотин, 1978). Недавними работами камчатских тефрохронологов (ОАБрайцева, Л.И.Базанова) было показано, что делювиально-пролювиаль-ные шлейфы содержащего включения материала связаны здесь с несколькими пемзово-пиро.кластическими слоями (с 14С возрастом около 4000 лет) мощностью 10-20 см, в которых и размещаются эти образования. Хотя они и располагаются в пемзовом андезитовом материале, но часто содержат плотную рубашку или ее остатки андезито-базальтового или базальтового состава. Обычны также амфиболовые оторочки, наиболее хорошо проявленные на границе включения с вмещающим пемзовым материалом, но иногда по контакту с рубашкой андезито-базальта. Размер отдельных блоков включений гарцбургитов доходит до 50-60 см. В меньшем количестве и меньших размеров (1-3 см) ультраосновные ксенолиты встречаются и в андезито-базальтах потоков и пиро-

кластике самого Авачинского вулкана, а также в базальтах отдельных конусов (в потоках и пирокластике), в андезитах экструзивных куполов (в краевых зонах), а также в базальтовой пирокластике краевых фаций некоторых экструзий. Автором в 1985 г. впервые были обнаружены включения пироксе-нит-перидотитового состава в изолированных блоках высокомагнезиальных пикрито-базальтов в подножии этого вулкана. Среди ксенолитов преобладают разнообразные габброиды, амфиболиты, амфиболовые сланцы, зеленокаменно- измененные орто- и парапороды мелового фундамента. Доля пород ультраосновного состава и пироксенитов составляет не более 10-15%. Доминируют (90-95%) включения дунитов, гарцбургитов, лерцолитов, образующие все переходы к корт-ландитам и горнблендитам. Оторочки верлитового состава иногда встречаются по периферии гарцбургитовых ядер. Включения ультрамафитов подразделяются на дунит-гарц-бургитовую и пироксенит-кортландитовую ассоциации (Колосков, Хотин, 1978). Дунит-гарцбургитовая ассоциация, кроме дунитов и гарцбургитов, содержит лерцолиты, ортопирок-сениты, энстатитовые дуниты. В породах включений широко проявлен катаклаз и перекристаллизация, так что некоторые разности напоминают по структуре гранулиты. В отдельных случаях отмечены полосы и прожилки, выполненные мелкозернистым оливином или, наоборот, крупнозернистым пегма-тоидным диопсидом и энстатитом. Пироксенит-верлит-корт-ландитовая ассоциация состоит из пироксенитов (преобладают), верлитов, вебстеритов, кортландитов. Амфибол паргаси-тового ряда содержится не во всех породах, его количество варьирует, соответственно наблюдается переход от амфибо-ловых пироксенитов (верлитов) к кортландитам и горнблендитам.

3.4.2. Ультраосновные включения в породах известко-во-щелочной серии Ключевского вулкана. Современный действующий вулкан Ключевская сопка находится в одноименной группе вулканов и располагается в северной части Центральной Камчатской депрессии. В составе продуктов извержений выделяются два типа базальтов - магнезиальные и глиноземистые известково-щелочного типа ("Действующие вулканы...", 1991). В обоих типах пород встречаются включения дунитов, гарцбургитов, пироксенитов, а также габброи-дов, однако в глиноземистых базальтах их значительно меньше. Подробное петрографическое описание различных типов ксенолитов проведено Б.И.Пийпом (1956). Автором была изу-

чена коллекция образцов ультраосновных включений И.Т.Кирсанова. В этой коллекции преобладают включения размером до 2,5-3 см мелкозернистых перекристаллизованных гарц-бургитов, кроме того, встречено несколько образцов зеленых пироксенитов, а также мегакристов кпинопироксена размером до 1-1,5 см. В гарцбургитах отмечается тонкая полосчатость, вызванная преобладанием в отдельных зонах оливина или ортопироксена, иногда встречаются вытянутые скопления зерен шпинели. Контакты с вмещающей породой всегда четкие, резкие, без видимых преобразований или новообразований.

3.4.3. Ультраосновные ксенолиты в дайке субщелочных базальтов Харчинского вулкана. Плейстоценовый Хар-чинский вулкан располагается несколько особняком в северной части Центральной Камчатской депрессии. В составе его продуктов также выделяются два типа базальтов - магнезиальные и глиноземистые известково-щелочной серии. Хотя сообщения о находках ультраосновных включений на этом вулкане известны достаточно давно (Ермаков и др., 1978), описания их в геологической литературе не приводится. Автором были изучены включения из дайки, которая располагается в северо-западном борту вершинной кальдеры вулкана и имеет простирание восток-северо-восток. Мощность ее 4-5м, прослежена по простиранию на расстоянии 100-150 м. Сложена она субафировыми биотит-амфиболовыми субщелочными базальтами повышенной магнезиальности (МдО=8,92%).

Включения достаточно обильны, размер их колеблется от нескольких мм до 10-12 см. По составу они распределяются следующим образом: 1) дуниты, гарцбургиты, лерцоли-ты - до 70%, 2) зеленые пироксениты 30%, 3) амфиболовые пироксениты, кортландиты - единичные образцы.

3.4.4. Ультраосновные включения в известково-щелоч-ных вулканитах острова Чиринкотан и окрестностей острова Броутона. В регионе Курильских островов, О.Н.Волын-цом (Волынец и др., 1990) подробно изучена минералогия включений в амфиболовых андезитах извержения 1980-го года на вулкане Чиринкотан и в оливин-пироксеновых базальтах подводного вулкана вблизи острова Броутона и в амфиболовых андезитах вулкана Броутона. В составе ксенолитов преобладают амфибол-содержащие габброиды, а также амфибол- и биотит-содержащие сланцы и амфиболиты. Ультраосновные включения составляют не более 10% выборки и представлены лерцолитами и гарцбургитами, хотя встречают-

ся дуниты, верлиты и оливиновые пироксениты. Все ксенолиты содержат Cr-AI-шпинель и небольшое количество плагиоклаза. Во многих из них отмечаются редкие выделения амфибола и биотита (вростки в пироксене, либо минералы-узники).

Глава 4. КСЕНОЛИТ-СОДЕРЖАЩИЕ ВУЛКАНИТЫ И ИХ МЕСТО СРЕДИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД РАЗЛИЧНЫХ ГЕОСТРУКТУРНЫХ ОБЛАСТЕЙ.

4.1.Петрохимические характеристики.

Петрохимический анализ является широко распространенным методом познания особенностей вещественного состава вулканитов, как с целью их диагностики и классификации, так и для выяснения особенностей эволюции магматических расплавов. Помимо табличного способа выражения результатов химических анализов пород существует огромное количество всевозможных диаграмм (обзор многих из них дается в справочном пособии С.В.Ефремовой и К.Г.Стафе-ева, 1985).

Автором совместно с С.Е. Жариновым (1986) была предложена дискриминантная диаграмма Р1-Р2 (рйс.1), принципы построения которой уже были рассмотрены в главе 1. Эта диаграмма, с одной стороны, позволяет разграничивать серии вулканических пород, различающиеся по щелоч-ности-известковистости, а ,с другой, дает возможность разделять вулканиты, имеющие различное структурное положение. Посмотрим, какое место на этой диаграмме занимают точки составов базальтоидов, содержащих ксенолиты, и имеющих различное геотектоническое положение. Здесь выделяются три петрохимических класса вулканических пород, ассоциирующих с: 1) гранат-содержащими включениями; 2) ксенолитами шпинель-лерцолитового типа и 3) включениями низкобарических безплагиокпазовых и плагиоклаз-содержащих перидотитов. Кроме того, внутри каждого класса выделены еще две эволюционные серии пород-более меланократовая и лейко-кратовая. Как видно на диаграмме, основой для выделения петрохимических классов и серий является меняющаяся степень насыщенности пород Si-A! составляющей в противоположность Mg-T¡ обогащению и, как следствие этого - появление фельдшпатоидных разностей пород в случае недосы-щенности расплавов этими компонентами, и кварц-полевошпатовых серий при насыщении расплавов салической составляющей.

Существенным образом при этом меняется парагенезис минералов соответствующего типа включений. Это изменение происходит не только при переходе от одного класса пород к другому, но также при смене серий ксенолит-содержащих вулканитов. Щелочность пород меняется внутри классов и серий, в общем независимо от их лейкократовости-меланократовос-ти. Важно подчеркнуть, что по мере роста щелочности пород внутри серии тип соответствующих включений остается неизменным. В них только несколько меняется состав минералов (например, возрастает железистость пироксенов, появляется амфибол или биотит). На рассматриваемой диаграмме рис.1 поле наиболее меланократовых, недосыщенных Al и Si и наиболее глубинных (им соответствует гранат-содержащий тип включений) образований занимают точки составов пород, развитых в стабилизированных блоках континентальных платформ: кимберлиты, лампроиты и фельдшпатоидные серии. Сюда попадают точки составов некоторых недосыщенных салической составляющей высокомагнезиальных ксенолит-содержащих вулканитов Индокитая, Восточного Китая и Чукотки, в составе включений которых появляются пироп-содержа-щие разности. Промежуточное положение и по степени лей-кократовости, и по глубине выплавления соответствующих расплавов (в области шпинель-лерцолитового равновесия) занимают точки составов базанитов и щелочных оливиновых базальтов континентальных рифтов и океанических островов (Гавайские острова). Кроме того, сюда попадают составы некоторой части высокотитанистых толеитов, ассоциирующих с этими щелочными породами и часть континентальных траппов. В поле устойчивости шпинелевых лерцолитов располагается также часть составов базальтов срединно-океаничес-ких хребтов. Занимающие эту часть диаграммы базальтоиды континентального внутриплитного типа и океанических островов не различаются между собой. Они характеризуются присутствием сходных ассоциаций ксенолит-содержащих вулканитов и сходным типом включений. Несмотря на существенные различия по характеру и мощности земной коры, сходство составов и типов включений предполагает близкие глубины выплавки исходных расплавов. Точки ксенолит-содержащих вулканитов Вьетнама образуют непрерывную полосу в пределах базанитовой серии (покровные образования) и постепенно смещаются в область серии щелочных оливиновых базальтов (образования конусов) и частично -Fe-Mg серии насыщенных Si-Al составляющей пород. Это смещение насле-

дуется затем в расположении ареала распространения составов вьетнамских толеитов. При таком переходе меняется тип включений и они постепенно исчезают. Ксенолит-содер-жащие вулканиты внугриплитного геохимического типа районов м.Наварин, р.Валоваям и в.Бакенинг образуют локальные поля, которые последовательно смещаются в сторону большего насыщения салической составляющей при небольших в общем различиях в соотношениях кальция и щелочей. Поле крайне лейкократовых, насыщенных и пересыщенных Si-Al составляющей и наименее глубинных (в области плаги-оклазового равновесия) вулканических проявлений занимают точки составов пород субдукционного типа (островных дуг и активных континентальных окраин), срединно-океанических хребтов и абиссальных равнин, а также значительная часть континентальных траппов и толеитов континентальных риф-товых зон и океанических островов. Вулканиты, группирующиеся в этой области, либо не содержат ксенолитов ультра-мафитов-и тогда их можно считать малоглубинными диф-ференциатами первичных, более глубинных расплавов (толе-итовые серии Вьетнама, гавайские толеиты или близкие по составу породы континентальных рифтов), либо ассоциируют с включениями габброидов или малоглубинным типом хром-шпинелевых гарцбургитов- и тогда изначально они являются малоглубинными образованиями.

4.2. Геохимические особенности вулканитов и. дискриминантный анализ.

В 70-х и в начале 80-х годов были выработаны основные геохимические признаки отличия петрохимических серий вулканитов, занимающих различное тектоническое положение (Jakes.White, 1971; 1972; Реагсе, Сапп,1973; Кузьмин, 1977; Wood,1980; Perfit et.al.,1980; Лутц,1980; Bailey,1981; и др.). Сами геохимические серии были при этом тесно привязаны к петрохимическим, отражая лишь большие методические возможности в познании вещества вулканитов. При этом за основу разделения серий брался их главный классификационный признак- разделение по щелочности (преимущественно калиевой) и кремнекислотности пород. В ходе последовательного накопления геологической и геохимической информации меняется и само представление о геохимических сериях, они уже не всегда эквивалентны петрохимическим сериям, а имеют самостоятельное значение. Вулканические серий иногда обьединяются в геохимические типы, отличающиеся не только спецификой состава, но и опреде-

ленными индикаторными возможностями в отношении геодинамической обстановки проявления вулканизма. Широко используются различные дискриминантные диаграммы: Th-Hf-Та (Wood, Joron, Trenil, 1979), Ti-Zr-Y и Ti-Zr-Sr (Pearce and Cann,1973), La/Yb-Ta и La/Yb-Sc/Ni (M.Martin, 1986). Для характеристики различных геохимических типов применяются также так называемые "спайдерграммы". Эти диаграммы достаточно наглядны, поскольку сравнивается большой набор элементов, нормированных по определенному фактору (например, хондриту). Такое сравнение позволяет выяснить влияние различных источников, степень контаминированнос-ти расплавов материалом коры или выявить иные провинциальные особенности рассматриваемых вулканитов. Недостатком диаграммы является ее "точечный" характер, когда за основу берется какой-либо один состав вулканита и не ясным остается степень его представительности.

Автором была предпринята попытка оценить по признаку их дискриминантности стандартный набор элементов: Li,Rb,Cs,U,Th,Ba,Sr,Hf,Zr,Nb,Ta, Ti,V,Sc,Co,Cr,Ni, а также отношения легких к тяжелым РЗЭ (La/Yb). С тем, чтобы наиболее ослабить взаимную зависимость концентраций элементов и получить обобщенную картину их распространения в различных типах пород в "чистом виде", концентрации элементов на графиках наносились в зависимости от содержания К в породе. Работа состояла из двух этапов. На первом этапе составлялись рабочие корреляционные диаграммы К-элемент для различных типов пород (преимущественно базальтового состава), характеризующих вулканизм разных геодинамических обстановок, которые, в соответствии с представлениями О.А.Богатикова и Л.П.Зоненшайна (1984), были разбиты на три типа: внутриплитные (вулканизм континентальных траппов и рифтовых зон, а также океанических островов), конвергентных (срединно-океанических хребтов) и дивергентных (островные дуги, активные континентальные окраины и зоны коллизий литосферных плит) границ плит. На втором этапе проводилось построение обобщенных диаграмм ареалов распространения фигуративных точек для сходных по тектоническому положению вулканитов и их анализ. Там, где это оказалось возможным, были выделены поля ксенолит-содержащих вулканитов пироповой и шпинель-лерцолитовой фации К сожалению, данных по вулканическим породам с ксенолитами плагиоклазовой фации глубинности недостаточно, для построения самостоятельных полей. Поэтому, соот-

ветствующие материалы привлекались отдельно при рассмотрении конкретных диаграмм.

У* ВЬ. £§• Корреляционные диаграммы щелочных элементов однотипны, с хорошо выраженной прямой корреляционной зависимостью их от содержания К во всем диапазоне значений его концентраций для всех типов пород, но в целом обладают ограниченными дискриминантными возможностями. Большинство полей вулканических серий, имеющих различное тектоническое положение, перекрывается. Ничем не выделяются также составы ксенолит-содержащих вулканитов. В некоторой степени индивидуализированы поля отдельных геохимических типов только в областях самых низких и самых высоких концентраций.

и, ТЪ. В целом наблюдается хорошая корреляция этих элементов с калием в пределах почти всего интервала вариаций этого щелочного элемента. Исключение составляют толеитовые разности некоторых регионов. В низкокалиевых сериях при близких содержаниях щелочного элемента концентрации II и ТИ возрастают в последовательности: базальты срединно-океанических хребтов - гавайские толеиты - базальты Исландии и континентальных траппов, что прямо коррелируется с увеличением мощности земной коры для этих регионов. В отношении пород, содержащих ксенолиты, нарушается корреляционная зависимость 11-К и ТИ-К, как в шпи-нель-лерцолитовой, так и в пироповой фации глубинности. Это касается также вулканических пород внутриплитного геохимического типа (Западная Мексика, Южная Америка и Камчатка). Последние характеризуются широким диапазоном изменения концентраций радиоактивных элементов в сравнительно узком интервале содержания К. В целом оба радиоактивных элемента обладают ограниченными дискриминантными возможностями.

Ва и Бг, В парах этих элементов с калием прослеживается хорошая корреляционная зависимость, на фоне которой выражены аномальные области для отдельных геохимических типов. В области низкокалиевых пород резко обособлено поле базальтов срединно-океанических хребтов. По своим низким концентрациям Ва эти образования отличаются от всех других геохимических типов вулканитов. В них также меньше стронция, чем в гавайских толеитах и континентальных траппах. Другую аномальную область занимают бонини-ты. Они обеднены барием и стронцием. Здесь также четко выражена фемическая (преимущественно оливин-ортопирок-

сеновая) направленность минералогического контроля. По соотношению Ва-К и Бг-К достаточно четко (отсутствие корреляционной зависимости) выделяются вулканические серии, содержащие включения шпинелевых лерцолитов, а также кимберлиты и лампроиты с пироп-гранатовым типом ксенолитов.

2г и №. В парах этих элементов с калием разделение серий наблюдается в области низкой щелочности вулканитов (до 0,3-0,4% К для 2х и до 0,5% К для Н1). Одна группа серий характеризуется концентрациями 2г более 40-50 г/т и Ж более 1-2 г/т, а другая-более низкими значениями. В первую группу попадают толеитовые базальты срединно-океаничес-ких хребтов, Гавайско-Императорского хребта, Исландии, большая часть континентальных траппов и часть наименее щелочных вулканитов красноморского рифта. Вторая группа включает толеитовые серии различных островных дуг: Тонга-Кермадек-Южно-Сандвичевой, Марианской, Новых Гебрид, Курильской и Алеутской. Сюда же относятся камчатские толеиты, часть траппов и бониниты. Высокими концентрациями 2.x и Ж в субщелочных и шошонитовых сериях вулканических пород характеризуются курильские, алеутские, марианские островодужные вулканиты, также шошониты Камчатки и некоторых континентальных окраин: мексиканского вулканического пояса (с особо высокими концентрациями 7х до 700 г/т и Ж до 16-18 г/т), Лассен-Центр и Южной Америки. Отсутствие прямой корреляционной зависимости или даже некоторая отрицательная корреляция в парах: 2х-К и Ж-К отмечается в поле ксенолит-содержащих вулканитов, а также для части "внутриплитных" базальтоидов Патагонии (с ксенолитами лерцолитового типа). В то же время, для камчатских вулканических пород с ксенолитами гарцбургитового типа увеличение содержания калия сопровождается возрастанием концентрации 1.x.

№ и Та. Для большинства серий вулканических пород К коррелирует с обоими элементами, однако при низких содержаниях щелочей корреляционная зависимость нарушается. Это касается толеитов Исландии, Гавайских островов, континентальных траппов, наименее калиевых пород рифта Рио-Гранде, Курильской, Алеутской и Ново-Гебридской островных дуг. В области низких содержаний К только базальты некоторых траппов имеют концентрации № ниже, чем в толеитах срединно-океанических хребтов. Низкокалиевые базальты Гавайских островов, Исландии и большей части траппов

характеризуются близкими, но более высокими, чем бызальты Ы-типа "МОР1В" концентрациями этого элемента. Далее, в довольно широком диапазоне изменения калиевой щелочности: от 0,1-0,2 до 4-5% К выделяются две совокупности вулканических серий с хорошей корреляционной зависимостью ЫЬ-К и Та-К. Совокупность с низкими концентрациями ЫЬ и Та составляют вулкаческие серии пород Марианской, НовоГебридской, Курильской, Алеутской островных дуг, дуги Фиджи, вулканитов островодужного типа Камчатки, а также бони-ниты и часть траппов. Совокупность с высокими значениями рассматриваемых элементов составляют серии гавайских вулканитов, а также континентальных внутриплитных проявлений вулканизма, которые не содержат включений лерцолит-ового типа (траппы, вулканические породы Восточной Австралии, Восточного Китая, Вьетнама, рифта Красного моря). Промежуточное положение занимают проявления северо-аме-риканской активной континентальной окраины- мексиканского вулканического пояса, Лассен-Пик и рифта Рио-Гранде. Обособленное положение занимают вулканиты, содержащие ксенолиты шпинель-лерцолитового или пиропового типов. Они характеризуются отсутствием положительной корреляционной зависимости рассматриваемых элементов с калием (возможно, очень слабо выраженной), а для кимберлитов наблюдается даже четко выраженная обратная зависимость ЫЬ-К. Точки составов не содержащих ксенолитов базальтоидов в эти поля, как правило, не попадают, но иногда здесь размещаются кислые составляющие некоторых вулканических серий (Гавайских островов, траппов, Исландии). В целом, диаг-аммы Мэ-К и Та-К обладают хорошо выраженными дискри-минантными возможностями в любом диапазоне изменения калиевой щелочности. На этих диаграммах хорошо различаются геохимические типы вулканитов, имеющих различное тектоническое положение, и даже серии отдельных регионов и областей (например, островных дуг).

Группа редкоземельных элементов. В широком диапазоне значений К нормированное по хондриту отношение (1_а/УЬ)п хорошо коррелирует с этим щелочным элементом. В диапазоне вариаций калия от 0,1-0,2% до 4-5% обособляются две совокупности серий. Ряд серий с пониженной степенью фракционирования легких лантаноидов составляют острово-дужные вулканиты. Вторую группу с более высокими 1а/УЬ отношениями образуют преимущественно вулканические породы внутриплитного типа, не содержащие глубинных вкпю-

чений. Кроме того, в некоторых островных дугах (например, в Ново-Гебридской) появляются разности пород с аномально высоким фракционированием легких РЗЭ. Вулканиты, содержащие включения шпинель-лерцолитового и пиропового типов по соотношению РЗЭ достаточно индивидуализированы. Они имеют значительное перекрытие по этим характеристикам, но различаются разной направленностью трендов- обратной корреляционной зависимостью 1_а/УЬ-К для кимберлитов и лампроитов, но отсутствием таковой для базальтоидов с включениями шпинелевых лерцолитов. Породы внутриплит-ного геохимического типа, содержащие ксенолиты шпинелевых лерцолитов (Патагония, Западная Мексика и Камчатка), характеризуются повышенными, по сравнению с островодуж-ными вулканитами, значениями 1_а/УЬ отношений. Высококалиевые породы западной Камчатки по характеру тех же отношений в значительной своей массе соответствуют лампрои-там.

Элементы группы железа (Ы1.Сг.Со.Т1,У.Зс). На диаграммах №-К и Сг-К можно проследить, как при близких содержаниях N1 и Сг (одной и той же степени фракционирования) в продуктах вулканизма различных структурных областей постепенно нарастает содержание калия (возможный эффект метасоматического или ассимиляционного обогащения). Этот ряд начинается вулканическими породами примитивных островных дуг- Тонга-Кермадек-Южно-Сандвичевой, Марианской и Новогебридской. Сюда попадает также часть вулканитов Курильской (наименее калиевые) и Алеутской (наиболее щелочные) островных дуг. Область вулканических серий с большими содержаниями калия, но близкими концентрациями никеля и хрома представлена проявлениями вулканизма активных континентальных окраин - мексиканский и ЮжноАмериканский вулканические пояса, район Каскадных гор. Эту область также занимают траппы, гавайские и исландские вулканиты, вулканические серии пород Камчатки, дуги Фиджи, часть курильских и алеутских вулканитов. Среди пород последних четырех регионов выделяются высокомагнезиальные серии с концентрациями № более 50г/т и Сг более 140г/т и глиноземистые серии, характеризующиеся более низкими значениями для этих элементов. Дальнейшее перемещение в сторону более щелочных пород сопровождается переходом в область внугриплитных вулканитов, содержащих ксеноли-ты шпинелевых лерцолитов. По концентрациям № и Сг эти вулканиты сопоставимы с магнезиальными сериями пород

островодужного типа- бонинитами. Здесь же располагаются составы базальтоидов внутриплитного геохимического типа западной Мексики, Южной Америки и Камчатки с включениями лерцолитов, а также породы внутриплитного вулканического пояса восточной Австралии и рифта Рио-Гранде. Наконец, наиболее высокими содержаниями калия при сохраняющихся концентрациях никеля и хрома характеризуются лампроиты, лампроитоподобные породы западной Камчатки, некоторые шошониты дуги Фиджи и мексиканского вулканического пояса, а также некоторые минетты и лейцититы западной Мексики. Рассмотренная последовательность хорошо коррелируется с возрастанием мощности земной коры в соответствующих регионах, что является известным основополагающим фактором, определяющим возможность участия ассимиляционных процессов при эволюции магматических расплавов. Хорошо известно также, какая большая роль в генезисе островодужных вулканитов, а также лампроитов и сходных с ними пород отводится летучим компонентам и , в частности метасоматическому привносу щелочей в магматическую систему.

При близкой калиевой щелочности закономерное уменьшение концентраций N1 (в соответствии с падением магнезиальности пород) наблюдается в ряду кимберлиты -породы, содержащие включения шпинель-лерцолитового типа,- базальты срединно-океанических хребтов, Исландии, траппов - глиноземистые серии вулканических пород островных дуг. В общем плане повторяется тот ряд пород, который был выделен при рассмотрении петрохимических особенностей вулканитов.

Таким образом, по мере возрастания дискриминантных возможностей микрокомпонентов можно выделить два ряда элементов: 1) Ц ИЬ, Се, и, ТИ, Ва, Бг, Тх, РЗЭ, ЫЬ, Та и 2) Бс, Со, Т|, V, Сг, №. В конечных членах каждого ряда эти возможности проявляются наиболее четко.

Такое разделение элементов не случайно и согласуется, прежде всего, с петрохимическими особенностями вулканитов. Действительно, как было показано при анализе диаграммы многомерного статистического анализа (рис.1 ), ее дискриминантные возможности реализуются по схеме: Мд, Ре+2, Т1 - А1, Ре+3, 81, тогда как изменение соотношения Са №, К менее информативно для разделения обьектов,.имеющих различное геоструктурное положение. Отсюда, становятся понятными разделительные возможности N1 и Сг, поведе-

ние которых во многом определяется разной магнезиапь-ностью пород, а также титана и слабая дискриминантная информативность таких элементов, как ЯЬ, 11, Сэ, II и ТИ, геохимическая история которых во многом зависит от характера поведения К в магматическом или метасоматическом процессах. Разделительные особенности таких элементов, как Ж, 2г, N13, Та и РЗЭ не зависят от химизма пород, но определяются двумя факторами: окислительно-восстановительной обстановкой, по отношению к которой все они достаточно чувствительны и которая меняется по той же схеме Ре+2 - Ре (рис.1 ), и фациально - минералогическим контролем, показателем которого, в первую очередь, выступает тип включений ультрамафитов. Комментарии по поводу этого фактора на примере РЗЭ приводятся у Ю.А.Балашова (1976).

Анализ дискриминантных диаграмм (на рис.3 это показано на примере Мжапий) позволяет выделить на многих из них три области, соответствующие ассоциациям вулканических пород, сосуществующих с ксенолитами гранат-пироповой, шпинель-лерцолитовой или оливин-плагиокпазовой фациями глубинности. Каждая из этих областей характеризуется определенным уровнем накопления (для первых двух) или диапазоном изменения концентраций (в случае плагиоклазо-вого контроля) микрокомпонентов. Вулканиты каждой из трех областей отличаются также особенностями тектонического положения и геодинамической обстановкой проявления вулканизма. Следовательно, их можно рассматривать как самостоятельные геохимические типы. Кроме того, по характеру трендов можно выделить три типа геохимических серий: 1) эволюционные, для которых переход от шпинель-лерцолито-вого уровня к плагиоклазовому сопровождается падением концентраций дискриминантных элементов параллельно с уменьшением содержания К; в петрогенетических моделях такой тип серий рассматривается как результат последовательного перемещения фронта магмообразования, мантийного "плюма" или диапира (Кузнецов, 1964; Белоусов, 1982; Фролова и др., 1989); 2) транзитные, для которых подобный переход (иногда он совершается из области вулканитов, сосуществующих с пироповым типом включений) осуществляется при отсутствии или очень слабо выраженной корреляционной зависимости дискриминантных элементов с К; он реализуется образованием серий внутриплитного геохимического типа, лампроитов или сходных с ними пород; 3) серии, характеризующиеся прямой корреляцией элементов с

калием, для которых наблюдаются псевдопереходы, когда в область барофильных ассоциаций попадают фрагменты кислых дифференциатов существенно базальтовых и менее глубинных комплексов (например, траппов или вулканитов Исландии) . К этой группе также относятся многие серии островодужного типа, для которых увеличение щелочности и кремнекислотности нередко соответствует возрастной последовательности их развития. Можно выделить этот тип серий как фракционный, поскольку основным механизмом, обеспечивающим многообразие слагающих их типов пород является процесс малоглубинной фракционной дифференциации.

4.3. Ксенолит - содержащие вулканиты И_ особенности изотопной геохимии (Sr.

Nd, Pb) вулканических пород.

Исследования геохимии изотопов значительно расширили наши представления об условиях генерации магматических расплавов в различных геодинамических обстановках. Существуют представления, что океаническая или континентальная мантия должна состоять из отдельных областей или "доменов" (White, 1985; Allegre and Turcotte, 1985; Verner et.al.,1986; Zindler and Hart,1986; Hart,1984,1988). Однако вопросы о количестве этих "доменов", месте их расположения, форме, времени появления и вещественном составе до сих пор являются дискуссионными и продолжают оставаться в центре внимания исследователей (Hart, 1988). Существуют два направления интерпретации изотопно-геохимических данных: 1) модели селективного плавления и 2) модели механического смешения различных источников. В многочисленных публикациях явно превалирует второе направление.

На базе обширных литературных материалов были составлены вариационные диаграммы: 143Nd/144Nd - 87Sr/86Sr (рис.4) и 207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb с выделением полей вулканических пород, содержащих ксенолиты шпинель-лерцолито-вого типа. Большинство точек для ксенолитов и их минералов также располагается в пределах этих полей, что позволяет говорить о наличии изотопного равновесия для этих образований. Кроме того, на диаграмме (рис.4) удалось выделить поле преимущественного сосредоточения фигуративных точек кимберлитов, ксенолитов с пироповым гранатом и минералов таких ксенолитов. К сожалению, материалов для выделения плагиоклазового поля немного. Из имеющихся материалов по Алеутской дуге (Kay et.al.,1986), авачинским и бакенингским включениям часть точек располагается в поле

шпинель-лерцолитового равновесия, а часть- выходит за его пределы в сторону обогащения радиогенным Nd.

По своим изотопным характеристикам окраинно-конти-нентальные рифтогенные базальтоиды Восточного Китая (Song et.al.,1990) и Вьетнама располагаются в поле шпинель-лерцолитового равновесия. Для них можно предполагать наличие одного первичного глубинного источника (на уровне шпинель-лерцолитовой фации) и контаминацию базальтовых расплавов коровым материалом (компонент EM II), остатки которого в виде ксенолитов гранитоидов присутствуют в щелочных базальтах вулкана Иль-де-Сандр. Последующее малоглубинное фракционирование не нарушает установившихся изотопных соотношений.

Подавляющая часть базальтов внутриплитного геохимического типа Камчатки и Корякин, а также Юго-Западной Японии (Uchimisu, 1966; Nakamura et.al.1990; Uto et.al,1994) характеризуется наличием шпинель-лерцолитового изотопного равновесия.

На диаграммах изотопных соотношений Sr,Nd и РЬ точки островодужных вулканитов Камчатки (помимо материалов автора, использованы данные из работ: Кадик и др., 1986; Бибикова и др.,1979, 1983; Tatsumi et.al.,1995; Kersting and Arculus,1995; Волынец и др.,1997), Курильской (Бибикова и др.,1983; Журавлев и др..1985; Волынец и др.1988) и Командорско-Алеутской (Цветков, 1990; Yogodzinski et.al. ,1994) островных дуг частично располагаются в поле шпи-нель-лерцолитового равновесия, но в большей своей части характеризуется повышенными значениями отношения 143Nd/144Nd и пониженными 206РЬ/204РЬ. Можно предположить, что они отражают изотопные равновесия, установившиеся на уровне оливин-плагиоклазовой фации глубинности (к такому выводу мы пришли ранее, рассматривая особенности их вещественного состава и типы ассоциирующих с ними включений). В этом случае, попадание части точек в поле шпинель-лерцолитового равновесия можно обьяснить флюидным обменом с более глубинным источником.

4.4. Особенности минералогии вулканических пород. содержащих ультраосновные включения.

К середине 70-х годов на базе формационного анализа были выработаны основные критерии разделения и корреляции главных породообразующих минералов: плагиоклазов, оливинов, пироксенов, амфиболов и биотитов для вулкани-

ческих пород различной формационной принадлежности (Марфунин,1962; "Оптические и петрохимические...",1967; Borchert and Gies,1968; Добрецов и др., 1971; Волынец и Колосков, 1976; Волынец и др.,1977; Костюк и Соболев, 1977; Остроумова и др., 1976).

Изучение вулканических пород на основе их сериальных особенностей породило "геодинамический подход" к изучению процессов минералообразования (Jakes and White, 1972; Шевченко и др.,1982; Геншафт и др.,1984; Коренбаум,1987; Марфунин,1987; James et.al.,1988; lonov and Hofmann,1995;). Появились многочисленные разработки минералогических критериев отличия вулканитов различных геоструктурных областей (Nisbet and Pearce,1977; Leterrier et.al.,1982; Ч.Хьюджес,1988; Мартынов1988).

Диаграмма многомерного статистического анализа Р1-Р2, предложенная для разделения клинопироксенов из различных типов ксенолитов мафитов-ультрамафитов (Koloskov and Zharinov,1993), была использована для дискриминантного изучения составов этого минерала в вулканических породах. На этой диаграмме четко (с 10%-м перекрытием) разделяются составы клинопироксенов из базанитов и щелочных оливино-вых базальтов, несущих ксенолиты шпинель-лерцолитового типа, и ассоциирующие с ними мегакристы, с одной стороны, и те же минералы из вулканитов островодужного типа (с ксенолитами габброидов и хром-шпинелевых перидотитов), с другой.

В ряду перехода: базаниты покровов - щелочные оли-виновые базальты конусов -оливиновые базальты, толеиты покровов ксенолит-содержащие вулканиты Вьетнама сменяются не содержащими включения базальтоидами. При этом меняется состав пород в сторону возрастания их саличности и уменьшения титанистости. Ксенолиты ультрамафитов исчезают на той стадии перехода, когда существенно мафическая (оливин-кпинопироксеновая) ассоциация минералов вулканитов сменяется преимущественно плагиоклазовой (пироксен-плагиоклазовой) ассоциацией вулканических пород. Составы самих минералов при этом меняются незначительно за исключением клинопироксенов, которые становятся менее натровыми, более железистыми, титанистыми и глиноземистыми и на диаграмме Р1-Р2 смещаются в поле островодужных составов.

Состав минералов вулканитов, относимых к внутриплит-ному геохимическому типу (в островодужной системе), заметно отличается от состава минералов островодужных лав

(Волынец,1993). Это касается, например, ортопироксенов, которые широко распространены в островодужных вулканитах и практически не встречаются в связи с "внутриплитными" образованиями. Различия в составах клинопироксенов такие же, как при сравнении базальтоидов, содержащих шпинель-лерцолитовые ксенолиты и не несущих их. Для многих темноцветных минералов "внутриплитных" серий (клинопироксенов, амфиболов, слюд, титано-магнетитов) характерно обогащение титаном.

4.5. Вулканические породы аномально-г о состава.

Обобщение большого материала по вулканитам, содержащим включения ультрамафитов, позволило создать дискри-минантную петрохимическую диаграмму для разделения серий вулканических пород, проявляющихся в различной геодинамической обстановке (рис.1). Частный случай этой диаграммы в координатах Si02-Mg0 представлен на рис.5. Как видно на этом рисунке, поле базанитов и щелочных оливино-вых базальтов с ксенолитами шпинель-лерцолитового типа сдвинуто в сторону меньших значений Si02 и практически не перекрывается с полем вулканитов субдукционного (острово-дужного) типа с включениями габброидов и хром-шпинеле-вых гипербазитов. Любопытное положение на этой диаграмме занимает поле составов стекол из ксенолитов лерцолитов и гарцбургитов Вьетнама. Оно полностью перекрывает область распространения ксенолит-содержащих пород остро-водужного типа с четко выраженным плагиокпазовым контролем. Использование этой диаграммы для анализа особенностей состава многочисленных вулканических пород, имеющих различное тектоническое положение, показало, что большинство серий хорошо укладывается в области выделенных полей, что соответствует обычному ходу процессов магматической дифференциации. Однако, для некоторых вулканических серий наблюдается аномальное обогащение МдО.

4.5.1. Высокомагнезиальные вулканиты-родоначаль-ные расплавы или кумулятивные серии ? В соответствии с представлениями Д.Грина и А.Е.Рингвуда (1981), первичные магмы характеризуются высокомагнезиальными составами, которые могли бы быть в равновесии с перидотитовым остатком (оливин, ортопироксен) в мантии на глубинах от 18 до 80 км. Отсюда понятным становится интерес геологов к высокомагнезиальным, но экзотическим породам, таким, как пикриты (Ramsay et al.,1984; Eggins,1993), коматииты

(Arndt and Brooks, 1980; Eiheverria,1980), бониниты (Walker and Cameron,1983; Fallon et.al.,1989; Slgurdsson et.al.,1993), меймечиты Сибири и Камчатки (Sobolev and Slütsky,1984; Селиверстов и др., 1994), высокомагнезиальные андезиты-сетоучиты Японии (Tatsumi,1982), высокомагнезиальные базальты и андезито-базальты-байяиты Калифорнии (Sanders et.al.,1987). Все эти породы многими исследователями рассматриваются как аналоги родоначальных расплавов.

Но есть и другая сторона проблемы. Составы высокомагнезиальных вулканитов могут отличаться от родоначальных расплавов. НЛ.Боуэн (1915), а затем Л.Уэйджер и Г.Браун (1970) показали, что кумулятивное обогащение расплавов высокомагнезиальным оливином, клинопироксеном или ортопироксеном ведет к значительному возрастанию содержания магния в породе, тем самым уводя ее состав от родоначального. Попробуем подойти к решению этой проблемы, используя диаграмму рис.5. Сюда нанесены составы некоторых экзотических высокомагнезиальных пород. Точки составов бонинитов и сетоучитов образуют самостоятельный тренд, который можно обьяснить кумулятивным обогащением ортопироксеном и, возможно, (для некоторых бонинитов) клинопироксеном. В обоих рассматриваемых сериях вулканических пород содержание вкрапленников доходит до 50%, а главенствующая роль среди них принадлежит бронзиту и кпиноэнстатиту (Фролова и др.,1989; Tatsumi, 1982). Обособленное поле на диаграмме образуют точки составов "черных" пироксенитов и мегакристов титан-авгита (разных районов) и диопсида из авачинских пикрито-базальтов и самих этих высокомагнезиальных вулканитов. Нет никакого сомнения в том, что здесь мы имеем тренды фракционирования (для мегакристов) или кумулятивного обогащения (для "черных" пироксенитов титан-авгитом, а для пикрито-базальтов оливином и диопсидом). Четко локализованное, вытянутое в сторону составов форстеритов и хризолитов поле образуют камчатские меймечиты. Они содержат до 50-60% вкрапленников с резким преобладанием оливина.

Конечно, нельзя отрицать возможность возникновения какой-либо аномальной обстановки значительного повышения температуры плавления в зонах генерации расплавов, например, для архейских коматиитов (когда мощность земной коры была не столь значительная), связанных с определенными этапами эволюции литосферы. В рядовых примерах прояв-

ления кумулятивных серий, разобранных выше, такие аномалии маловероятны.

ГЛАВА 5. ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКАЯ ИНФОРМАТИВНОСТЬ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В ВУЛКАНИТАХ.

5.1.Преобразование включений как эволюционно обусловленный процесс.

Изучение характера преобразований различных типов включений в вулканитах необходимо для более корректного их сопоставления, выяснения их первичной природы, а также -роли тех факторов, которыми эти преобразования обуславливаются.

Процессы вторичного плавления и перекристаллизации ксенолитов неоднократно описывались в геологической литературе (White, 1996; Кутолин, 1972; Francis, 1976; Щека, 1978, 1983; Шарапов, Кугыев, 1979; Maaloce, Printzlan,1979; Traiy, 1980; Griffin et al., 1984). По данным С.А.Щеки и В.А.Кутолина, изменение состава минералов включений в ходе их плавления и перекристаллизации объясняется термическим воздействием со стороны несущих их базальтовых расплавов. В зарубежной литературе описываются случаи появления в лерцолитовых нодулях локальных участков, содержащих стекло и мелкозернистую массу оливина, диопсида и шпинели (Francis, 1976, Chazot at.al.,1996) При этом, в случае щелочного флюидного плавления отмечается повышение железистости и кальциевости новообразованного оливина по сравнению с составом этого минерала в неизмененных включениях. В случае водного плавления (Maaloce and Printzlan, 1979) состав оливина в каплях более магнезиальный, чем в неизмененных частях включений. В обоих случаях новообразованный клинопироксен отличается повышенной кальциевостью и магнезиальностью и меньшей глино-земистостью, чем в основной массе ксенолита. Процесс плавления рассматривается как результат анатексиса в глубинном очаге в мантии (Maaloce and Printzlan, 1977), либо как эффект контактового метаморфизма при попадании включений в базанитовую магму, дополненный декомпрессионным плавлением при движении расплава к земной поверхности ( Francis, 1976).

5.1.1. Группа лерцолитов-гарцбургитов. Анализ полученных материалов показал, что процесс преобразования включений имеет двойственный характер. С одной стороны, он является локальным, так как во многих образцах

лерцолитов можно наблюдать различные стадии его проявления. Чаще всего в массе среднезернистого лерцолита или гарцбургита наблюдаются локальные неоднородности в виде пятен, капель, полос или жил размером от первых десятков микрон до нескольких мм, сложенных мелкозернистым полиминеральным агрегатом, нередко с выделением стекла, в котором наблюдается появление кристаллитов или микролитов. Состав всех минералов при этом заметно отличается от состава их в неизмененных участках породы. С другой стороны, структура и состав минералов в отдельных, относительно однородных, образцах ксенолитов, а иногда и в целых выборках таковы, что они соответствуют отдельной стадии преобразования включений и все вместе образуют единый ряд общей эволюции.

В общем случае, можно выделить три стадии такого преобразования включений: 1) лерцолитовую, 2) верлитовую и 3) гарцбургитовую. Поскольку клинопироксен является сквозным и наиболее меняющимся по составу минералом включений, используем его в качестве своеобразного репер-ного минерала при характеристике этих стадий. На рис.6 в координатах №-А1 клинопироксенов представлена общая картина эволюции этого минерала в ксенолитах ультрама-фитов. В общем случае наблюдается прямая коррелятивная зависимость №-А1, но она имеет сложный характер. Выделяется два тренда эволюции составов клинопироксенов.

Один характеризуется незначительным уменьшением натровости минерала при значительном падении содержания глинозема. Он отражает характер изменения состава клинопироксенов из включений в зависимости от фациальных особенностей проявления несущих их вулканитов. Так, наиболее глиноземисты клинопироксены из ксенолитов в некках и шлаковых конусах по сравнению с теми же образованиями из потоков и некоторых даек. Поскольку уменьшение глинозе-мистости клинопироксенов этого тренда происходит при незначительным уменьшением их натровости, но сопровождается возрастанием магнезиальности, можно предположить, что он отражает особенности глубинной эволюции состава минерала, связанной с изменением температуры субравновесного состояния в системе кристаллическая фаза - расплав.

Второй тренд отличается значительным уменьшением натровости клинопироксенов параллельно с падением содержания в них глинозема. При этом происходит обособле-

ние трех областей. В области оптимальных значений параметров №а и А1 уменьшение содержания № в клинопироксе-нах сопровождается незначительным уменьшением их глино-земистости. Промежуточная область характеризуется пропорциональным уменьшением обоих компонентов. Наконец, в области минимальных содержаний изменение глиноземис-тости пироксенов происходит при незначительном уменьшении их натровости. Эти три области примерно и соответствуют трем стадиям преобразования включений.

Лерцолитовая стадия отвечает обычному 4-х минеральному парагенезису фации шпинелевых лерцолитов. На этой стадии при уменьшении натровости клинопироксенов (область 1а и 16 на рис.6) меняется состав всех сосуществующих минералов- уменьшается глиноземистость пироксенов и шпинелей, возрастает их хромистость, содержание Т1О2 уменьшается в пироксенах, но слегка возрастает в шпинелях, количество БЮг слегка возрастает в клинопироксенах, но уменьшается в ортопироксенах, капьциевость заметно увеличивается в клинопироксенах, но уменьшается в ортопироксенах, возрастает магнезиальность пироксенов и оливинов при обратных соотношениях в шпинелях.

Вторая стадия характеризуется практически полным исчезновением ортопироксена. Этот минерал здесь иногда встречается в виде мелких, единичных, обособленных зерен, а также полосок и пятен распада в клинопироксене. В основном же ксенолиты представлены существенно оливи-новым агрегатом с небольшим количеством (не более 4-5%) более мелких и, как правило, разрозненных зерен клинопи-роксена. Как видно на рис.6 , при переходе ко второй стадии намечается некоторая переходная область ( Па ) со структурами распада ортопироксена в клинопироксене, как, впрочем, и наоборот.Подобная промежуточная область ( 1!в ) наблюдается также при переходе к гарцбургитовой стадии. Рассматриваемая переходная область характеризуется также появлением локальных участков со стеклом андезитового и более кислого состава, а также мелких зерен плагиоклаза или калиевого полевого шпата. В ксенолитах, где отсутствует ортопироксен или в зонах плавления, где он исчезает, уменьшается глиноземистость клинопироксена и шпинели с ростом их хромистости. В целом для этой области характерно большее содержание БЮг и большая кальциевость (за исключением составов в зонах распада) клинопироксенов, повышенная железистость оливинов и клинопироксенов

(особенно на контакте со стеклом), высокая титанистость шпинелей и клинопироксенов. Судя по наличию мелких зерен плагиоклаза в стекловатом базисе , эта стадия преобразования включений соответствует переходу к плагиоклазовому равновесию.

В некоторых ксенолитах лерцолитов отмечаются зоны интенсивной перекристаллизации и плавления, где внутри мелкозернистого пироксен-оливинового агрегата вновь появляются мелкие зерна низкоглиноземистого и высококальциевого ортопироксена. Кроме того, в одной и той же выборке ксенолитов совместно с обычными лерцолитами попадаются иногда ксенолиты, целиком представленные мелкозернистым четырехминеральным агрегатом, в котором содержание кли-нопироксена не превышает 4-5%, а количество ортопироксена достигает 20-30%. Как правило, в таких ксенолитах присутствует дацитовое или риолитовое (реже андезитовое или андезитобазальтовое) стекло, нередко встречается амфибол и флогопит. Появление ортопироксена, ассоциирующего с низконатровым клинопироксеном свидетельствует о переходе к последней гарцбургитовой стадии преобразования ультраосновных включений (рис.6,III). Эта стадия характеризуется крайне низкой глиноземистостью обоих пироксенов и шпинелей (содержание А1203 не превышает 3% для клинопироксенов, 1,6% для ортопироксена и 37% для шпинели) но высокой их хромистостью (значения для Сг203 до 1,2%; до 0,8 и до 47% соответственно). Все минералы отличаются также высокой магнезиальностью. Железистость их несколько возрастает только в зонах щелочного плавления на границе с флогопитом. Судя по наличию мелких кристаллов плагиоклаза в ассоциации с новообразованными зернами оливина,преобразования ксенолитов этой стадии совершаются в условиях оливин - плагиоклазовой фации.

Как видно на рис.6, рассматриваемый тренд эволюции клинопироксенов приводит их в поле составов островодужных включений гарцбургитов.

Поскольку изменение составов минералов включений и их парагенезисов происходит направленно и соответствует переходу: шпинель-лерцолитовое - оливин-плагиоклазовое равновесие, в качестве ведущего механизма, характеризующего эволюцию рассматриваемого типа включений предлагается процесс их декомпрессионного плавления и перекристаллизации по мере выноса ксенолитного материала транспортирующим расплавом к поверхности Земли. Возни-

кает вопрос, почему лерцолитовый парагенезис минералов включений в ходе такой эволюции сразу же не замещается гарцбургитовым, а проявляются какие-то промежуточные стадии и зоны. Исчезновение ортопироксена на второй стадии эволюции включений можно обьяснить проявлением здесь щелочного плавления и калиевого метасоматоза. Как известно (Добрецов,1971; "Магматические горные породы",! 984), ортопироксен в щелочных породах отсутствует.

В общем плане декомпрессионная перекристаллизация (переход к гарцбургитовой ассоциации ) и щелочной метасоматоз (изчезновение ортопироксена, но появление амфибола, флогопита и щелочных стекол) выступают, как два конкурирующих процесса, не всегда совпадающих во времени.

Так как процесс эволюции включений носит стадийный характер и его можно анализировать с помощью своеобразного реперного минерала-клинопироксена, то это дает возможность сделать некоторые замечания в отношении этапности проявления некоторых петрогенетических процессов. Так, возникновение андезитовых и более кислых щелочных расплавов (по крайней мере в связи с изученными составами включений ультрамафитов) происходит на сравнительно небольших глубинах при переходе к плагиок-лазовому равновесию (ll-я и Ш-я стадии эволюции включений). Появление амфиболов и биотитов как реальных индикаторов щелочного метасоматоза в ксенолитах ультрамафитов изученных районов соответствует примерно тем же глубинам и совершается одновременно с появлением плагиоклаза и ортоклаза, сосуществующих с андезитовыми и более кислыми щелочными расплавами.

5.1.2. Группа зеленых пироксенитов. Для этой группы ксенолитов характерно наличие трендов изменения составов клинопироксенов, отличающихся от тех векторов, которые были рассмотрены в связи с ультраосновными включениями, но весьма напоминающие обычные температурные тренды изменения состава этого минерала вулканических пород. Если учесть, что зеленые пироксениты нередко имеют порфировид-ные (кумулятивные) текстуры, то для обьяснения этих особенностей следует, вероятно, привлекать обычные процессы кристаллизационной дифференциации на разных уровнях глубинности. Подобные представления о генезисе пироксенитов разделяются сейчас многими исследователями ( Frey and Prinz,1978; Frey,1980; Menzies,1983; Sen,1983; Griffin et al.,1984. ). В зеленых пироксенитах также проявляются учас-

тки декомпрессионного плавления и перекристаллизации с обычным характером эволюции клинопироксенов ( уменьшение натровости и глиноземистости при приближении к этому стеклу).

5.1.3. Группа черных пироксенитов. Эволюция составов клинопироксенов в этой группе ксенолитов происходит с возрастанием железистости в неизмененных разностях от 1619 до 30-36%. Тренды изменения составов в координатах Na-AI при этом весьма напоминают таковые для группы зеленых пироксенитов и сходны с температурными трендами для соответствующей кристаллической фазы вулканитов. Здесь также проявляются участки локального плавления и перекристаллизации. В клинопироксене при этом уменьшается содержание Na и AI и обычно возрастает магнезиальность (на 5-7%). Однако, в ряде случаев магнезиальность этого минерала при приближении к стеклу не меняется или даже возрастает. Наблюдается это в тех участках, где в результате плавления кпинопироксен распадается на оливин и ортопироксен. В вопросе генезиса черных пироксенитов существуют такие же представления, как и в отношении зеленых пироксенитов ( Irving, 1980; Menzier,1983.).

5.2. Включения _в вулканитах из различных геотектонических зон переходной области между Тихим океаном и Азиатским материком.

5.2.1 .Тип вулканизма, структурное положение и особенности его проявления. Рассматриваемая область (табл.1) в геодинамическом плане характеризуется переходом- континентальная окраина - островная дуга. Проявления вулканизма в районе Вьетнама структурно приурочены к окраинно- континентальной рифтовой зоне и по своим вещественным характеристикам не отличимы от обычного внутриплитного вулканизма континентальных рифтовых зон с преобладанием низко или умеренно титанистых толеитов. Ксенолит-содержащими вулканитами здесь являются покровные базаниты и щелочные оливиновые базальты конусов. С первыми иногда ассоциируют высокотитанистые толеиты с ксенолитами лерцолитов. Континентальна окраина (или ее фрагменты) представлена также тремя районами проявления вулканизма внутриплитного геохимического типа : м.Наварин -р.Валоваям - район вулкана Бакенинг. Вулканиты м.Наварин сопоставимы с образованиями окраинно-континентального рифта, хотя и обладают некоторыми необычными для этих

проявлений признаками- представлены они высокотитанистыми базанитами, однако толеиты (в том числе титанистые) и породы промежуточного типа здесь отсутствуют. В бассейне р.Валоваям высокотитанистые базаниты встречены в виде экзотических образований среди вулканитов, обычного для островных дуг известково-щелочного типа. В районе в.Бакенинг ксенолит-содержащие вулканиты выделены в составе покровных щелочных базальтов, которые наряду с известково-щелочными вулканитами островодужного типа развиты в его фундаменте. По характеристикам вещественного состава эти вулканиты относятся к внутриплитному геохимическому типу, однако в рассматриваемом ряду проявлений вулканизма эти образования наиболее приближены к островодужному типу. Субдукционный (островодужный) тип ксенолит-содержащих вулканитов в рассматриваемой области представлен тремя вулканами (Авачинский, Ключевской, Харчинский) Камчатки и двумя-на островах Курильской островной дуги (Чиринкотан и Броутона). Вулканические породы в составе этих образований характеризуются варьирующей щелочностью, глиноземистостью и магнезиальнос-тью. Геохимические особенности ксенолит-содержащих вулканитов в ряду: Вьетнам - м.Наварин - р.Валоваям - р-он в.Бакенинг - вулканы Камчатки и Курил также закономерно меняются, отражая, с одной стороны, специфику их вещественного состава, а, с другой стороны- особенности тектонического положения. В этом ряду, например, последовательно уменьшаются концентрации высокозарядных элементов- гг,ЫЬ,Та, понижается Ьа/УЬ отношение.

5.2.2. Особенности проявления включений и мега-кристов. В рассматриваемом ряду меняется тип ксенолитов, их состав, минералогические и структурные особенности (табл.1). Так для района Вьетнама и м.Наварин преобладающим типом включений ультрамафитов являются обычные четырехминерапьные шпинелевые лерцолиты. В связи с вулканитами бассейна р.Валоваям, подобный тип ксенолитов составляет только четверть всей выборки. Наиболее распространены здесь верлиты, клинопироксеновые оливиниты и зеленые пироксениты. В районе в.Бакенинг лерцолитовый тип включений вообще отсутствует, а подавляющая их масса представлена верлитами, пироксеновыми дунитами, и зелеными пироксенитами при незначительной роли других типов включений. По набору ксенолитов этот район, в какой-то степени, сближается с объектами проявления субдукционного

вулканизма. Последний-характеризуется практически полным отсутствием лерцолитов в составе включений, но широким распространением габброидов и наличием экзотических пород дунит-гарцбургитовой ассоциации. Закономерно меняется состав минералов ксенолитов. Уровень максимального накопления Na в клинопироксенах из наименее перекристаллизованных ксенолитов гипербазитов в рассматриваемом ряду постепенно снижается. Параллельно уменьшается содержание AI и Si в пироксенах, возрастает их хромистость. Состав шпинелей меняется от глиноземистых герцинитов до хромистых пикотитов. В целом ксенолиты вьетнамских и наварин-ских включений соответствуют лерцолитовой стадии, валова-ямские и бакенингские включения отвечают промежуточной верлитовой стадии, а ксенолиты в субдукционных вулканитах сходны с образованиями гарцбургитовой стадии эволюции включений. Вьетнамские и наваринские ультраосновные включения относятся к фации шпинелевых лерцолитов, валоваямские и бакенингские характеризуются переходом к оливин-плагиоклазовой фации, а включения субдукционных вулканитов соответствуют условиям оливин-плагиоклазового равновесия. В ряду камчатских вулканов, отличающихся по щелочности (Авачинский-толеитовый, Ключевской-известко-во-щелочной и дайка трахибазальтов на Харчинском вулкане) существенных различий в составе минералов ультраосновных включений не улавливается. Необходимо подчеркнуть, однако, одну характерную особенность минералогии курильских ксенолитов гипербазитов (табл.1). Железистость всех минералов из включений в андезитах выше, чем в том же типе ксенолитов, ассоциирующих с базальтами. Это еще один пример зависимости состава включений от особенностей химизма несущей их вулканической породы. По особенностям минерального состава ксенолиты в вулканитах субдукцион-ного типа сходны с альпинотипными гипербазитами. Близость минерального состава вряд ли является доказательством происхождения этих ксенолитов как фрагментов офио-литовых комплексов: те и другие характеризуются сходной фациальной обстановкой своего положения (Koloskov and Zharinov.1993).

Как видно из таблицы 1, набор мегакристов в вулканитах "внутриплитного" типа шире, чем в субдукционных образованиях. При этом, сквозными минералами являются оливины и клинопироксены. Мегакристы плагиоклаза обычны в база-нитах и щелочных оливиновых базальтах, хотя иные генера-

ции этого минерала встречаются здесь только в виде микролитов. Напротив, в субдукционных вулканитах, где этот минерал обычен в виде вкрапленников, мегакристы плагиоклаза встречаются только в связи с высокоглиноземистыми базаль-тоидами. Составы клинопироксенов мегакристов из "внутри-плитных" вулканитов близки к составам тех же минералов из "черных" пироксенитов, в то же время на Авачинском вулкане в пикрито-базальтах был найден мегакрист хромдиопсида размером до 10 см.

ГЛАВА 6. ПЕТРОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ КОРРЕЛЯЦИИ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ И ВМЕЩАЮЩИХ ВУЛКАНИТОВ.

6.1.Ксенолит-вулканит-случайное сообщество.

Этот тезис отражает наиболее распространенную точку зрения в отношении роли ультраосновных включений в вулканическом процессе. Во многих публикациях по вулканизму того или иного региона приводятся сведения о наличии в вулканитах "мантийных" включений (Varne and Graham,1971; Frey and Green,1974; Wilshire and Shervais,1975; Francis,1976; Frey and Prinz,1978; Stosch and Seck,1980; Dupuy et.ai, 1986; Beccaluva et.al,1989; Zhi et.al,1990; Федоров, Серегина,1990), Однако эти данные почти не используются при построении петрологических моделей, т.к. включения (по особенностям своего химизма и минералогии) характеризуются значительно большей деплетированностью, чем те источники, которые могут обеспечить реальные составы вулканических пород и их геохимические характеристики. Встречающиеся же в лавах ультраосновные ксенолиты обычно рассматриваются как тугоплавкие фрагменты различных горизонтов мантии, случайно захваченные богатыми летучими магмами во время их движения к поверхности. В работах, специально посвященных изучению базит-гипербазитовых ксенолитов, разные типы включений и процессы их преобразования рассматриваются как отражение различных эпизодов эволюции верхней мантии (Siena and Coltorti,1989). Отмечается сложный характер взаимоотношений между различными типами ксенолитов. В целом они интерпретируются на основе модели длительно эволюционирующей мантийной системы - диапира, который медленно поднимается и может внедриться в нижние горизонты коры ("Mafic and Ultramafic Xenoliths...", 1988). Согласно этой модели ксенолиты в

широком смысле могут быть квази-комагматичны с магмой, выносящей фрагменты этой системы к поверхности. В каждом конкретном случае, однако, большинство ксенолитов являются случайными включениями мантийного материала, хотя те из них, которые прошли многократные эпизоды плавления и метасоматоза перед извержением не могут рассматриваться как представители мантийного субстрата.

6.2. Включение + вулканит-единая система.

Несмотря на кажущееся однообразие составов и сквозной характер проявления базит-гипербазитовых включений существует немало примеров корреляции особенностей их химизма с данными по составу вмещающих вулканических пород конкретных регионов. Так, Е.Д.Джексон (Jackson,1966) и Е.Д.Джексон и Т.Л.Уайт (Jackson and Wright,1970) нашли хорошую корреляционную зависимость между типами нодулей и вмещающими их базальтами на Гавайях. Однако, Х.Куно (Kuno,1969) утверждал, что такой корреляции не существует в других местах проявления ксенолитов. В обобщающей сводке по базит-гипербазитовым ксенолитам Запада США ("Mafic and Ultramafic xenoliths ...", 1988) приводятся примеры проявлений вулканизма, когда ксенолит-содержащие вулканиты значительно более недосыщены глиноземом и кремнеземом, чем развитые в том же регионе и близкие по возрасту, но не содержащие включений вулканические образования. Однако в других местах такие закономерности не проявляются. Проблема корреляции минералогических типов ультраосновных включений и составов несущих их вулканических пород многоплановая, поэтому она будет рассмотрена на разных уровнях.

6.2.1. Вулканические серии и типы встречающихся в них ксенолитов. Как видно из рассмотрения диаграммы многомерного статистического анализа химизма вулканитов (рис.1), нахождение в вулканической породе того или иного минералогического типа ксенолитов определяется не меняющейся щелочностью внутри серий пород, а степенью обога-щенности или обедненности их салически-мафическими компонентами. Так, кимберлиты, фельдшпатоидные породы (нефелиниты, лейцититы и др.), а также лампроиты, характеризующиеся максимальным обогащением мафической составляющей и наибольшей истощенностью кремнеземом и глиноземом, содержат преимущественно пироповые ксенолиты перидотитов и пироксенитов (эклогитов). Для пород,

промежуточных по степени обогащенности мафически-сали-ческими компонентами, - щелочных оливиновых базальтов и базанитов характерно присутствие ксенолитов шпинель- лер-цолитового типа. Серии вулканических пород, насыщенные или пересыщенные сиапической составляющей, содержат дунит-гарцбургитовую, верлит-пироксенит-кортландитовую или габброидную ассоциации включений. При изменении щелочности вмещающих пород тип включений существенно не меняется. Так, кимберлиты и лампроиты резко различаются по своей калиевой щелочности, однако, выносимые ими ксенолиты относятся к одному и тому же типу пироповых перидотитов. Среди покровных базанитов Вьетнама было встречено несколько разностей высокотитанистых низкокалиевых толеитов. Однако эти толеиты содержат такой же тип включений-шпинелевые лерцолиты, который наблюдается в базанитах с высокой калиевой щелочностью. Таким образом, сериальная принадлежность того или иного типа вулканитов определяет и минералогический тип ассоциирующих с этими вулканитами включений. Эта закономерность, конечно, не случайна. Она свидетельствует о том, что геохимические особенности того или иного типа вулканитов формируются на уровне той фации глубинности, которая зафиксирована в преобладающем типе ассоциирующих с этими вулканитами включений.

6.2.2. Межсериальные и внутрисериальные отличия вулканитов и типы ассоциирующих включений. Две близкие по составу серии вулканических пород- базанитов и щелочных оливиновых базальтов выделены среди позднекайнозойских вулканитов Вьетнама. Вулканические породы первой серии развиты только среди покровных образований. Породы второй серии представлены в основном в конусах и отдельных щитовых вулканах. Покровные образования характеризуются большей магнезиальностью, недосыщенностью кремнеземом и меньшей глиноземистостью, чем вулканиты конусов (потому они и отнесены к разным сериям). С вулканитами обеих серий ассоциирует один и тот же тип ксенолитов- шпинелевых лерцолитов. При этом включения, ассоциирующие с первой группой вулканитов, характеризуются большей магнезиальностью почти всех (за исключением шпинели) минералов по сравнению с ксенолитами, встречающимися в связи со второй группой базапьтоидов. Подобные различия в железис-тости минералов ксенолитов в потоках базанитов по сравнению с подобными характеристиками включений из вулка-

нитов конусов и некков наблюдаются и в других районах их проявления (м. Наварин, р.Валоваям). Конечно, эти закономерности не случайны. Наиболее нагретые, подвижные порции магматических расплавов образуют потоки магнезиальных базанитов, в различной степени удаленные от центров излияния. Насыщенные летучими, более холодные и поэтому - менее подвижные расплавы щелочных оливиновых базальтов фиксируются непосредственно в центрах излияния в виде некков и лавово-шлаковых конусов. Повышение температуры соответствующим образом сдвигает равновесие в системе ксенолит-вулканит в сторону более магнезиальных составов как самих вулканитов, так и ассоциирующих с ними включений.

6.2.3. Черные пироксениты - лерцолиты в парных сочетаниях одного бразца. Выше при рассмотрении примеров образования кумулятивных вулканических серий, было сделано заключение о том, что черные пироксениты по своим структурным особенностям, химизму в целом и составу минералов являются закристаллизованными магматическими расплавами, испытавшими в различной степени кумулятивное обогащение за счет высокомагнезиальных генераций титан-авгита. В коллекции вьетнамских ксенолитов удалось отыскать и проанализировать несколько пар лерцолит -черный пироксенит в одном образце включения. Оказалось, что большей магнезиальности лерцолита соответствует и большие значения этой характеристики (с учетом степени фракционирования) в парных образцах черных пироксенитов.

Таким образом, и здесь наблюдается та же закономерность: чем выше магнезиальность ксенолит-содержащих вулканитов, тем более магнезиальны ассоциирующие с ними ксенолиты.

6.2.4. Составы минералов ксенолитов и химические особенности ксенолит-содержащих вулканитов. Любопытная картина наблюдается при сопоставлении железистости содержащих ксенолиты вулканических пород с железистостью минералов ксенолитов, которую мы проиллюстрируем на примере клинопироксенов (рис.7). Здесь выделяется некоторая зона составов наименее перекристаллизованных и мета-соматически измененных клинопироксенов из ультраосновных ксенолитов различных районов рассматриваемой переходной зоны, которые грубо коррелируются с составами вмещающих вулканитов (среднее значение коэффициента корреляции Кк0р.= 1 сРх/ Р породы = 0,27). В эту область

попадают наиболее ранние генерации кпинопироксенов (в срастании с глиноземистой шпинелью) - узников в оливине из ксенолитов в магнезиальных субщелочных базальтах Харчин-ского вулкана. Это наиболее магнезиальная пара. Далее по мере роста железистости ксенолит -содержащих вулканитов наблюдается последовательное нарастание той же характеристики в клинопироксене из ксенолита. Что касается минералов-узников в шпинели из авачинских ксенолитов, то они гораздо более магнезиальные, чем несущие их породы пемзовых выбросов. Чтобы выдерживалось условие грубой корреляции, им должны соответствовать базальты с желе-зистостью 31-34. Подобные вулканиты (Р=29-33) присутствуют на этом вулкане и они содержат мелкие ксенолиты гарцбургитов. По-видимому, многочисленные включения гарц-бургитов с амфиболовыми "рубашками", выносимые пемзовыми взрывными отложениями этого вулкана, являются "переотложенными", тем более, что они содержат корки более магнезиальных андезито-базальтов. Практически, в каждой выборке кпинопироксенов из ксенолитов имеются, однако, также генерации, отличающиеся повышенной магнезиаль-ностью, связанные с зонами вторичного плавления и перекристаллизации включений. Как видно на рис.7, эти составы никак не коррелируют с железистостью несущих ксенолиты пород. Кроме того в локальных зонах внутри ксенолитов, где иногда развит амфибол или флогопит, состав клинопирок-сенов отклоняется от поля грубой корреляции в сторону повышения его железистости. При этом также отсутствует какая-либо корреляция с составами вмещающих вулканитов. Эти особенности, вероятно, отражают влияние процессов щелочного (существенно натрового) метасоматоза. Все, что было сказано в отношении железистости кпинопироксенов, можно повторить и по поводу других минералов.

Таким образом, между минералогическими типами включений (и составом его минералов), с одной стороны, и петро-геохимическим типом вулканитов, с другой, существует четкая корреляционная зависимость, Иногда она, правда, нарушается в процессе вторичной перекристаллизации или метасоматической переработки включений.

6.3. Включение + вулканит - саморегулирующаяся геологическая система.

6.3.1. Сериальные переходы и варьирующие типы включений. Как было показано выше (рис.3), переход от условий шпинель-лерцолитового к оливин-плагиоклазовому

равновесию может осуществляться двумя путями: 1) при наличии прямой корреляционной зависимости между калием и каким-либо другим элементом в условиях ортоклазового контроля - тогда проявляются эволюционные вулканические серии и 2) когда в ограниченном интервале изменения калиевой щелочности наблюдаются значительные вариации других элементов в условиях амфиболового или флогопитово-го контроля - образуются транзитные (внутриплитный геохимический тип) серии вулканитов.

Фрагменты перехода первого типа можно наблюдать в составе щелочных вулканических пород гавайских вулканов Лоихи (Clague,1988) и Хуалалаи (Chen-Hong Chen et.al.,1992; Bohrson and Clague,1988). Серии вулканических пород обоих вулканов характеризуются хорошо выраженной прямой корреляционной зависимостью K-Nb (рис.3), причем точки ксенолит-содержащих вулканитов сдвинуты из поля шпинель-лерцолитового в сторону плагиоклазового равновесия. Вместо преобладающего типа включений шпинелевых лерцолитов, который характерен для внутриплитных вулканитов (область I на рис.6 ), на вулкане Лоихи встречаются только ксенолиты дунитов, гарцбургитов и был обнаружен един-ственный образец верлита (Clague,1988), а в богатой выбор-ке включений из потоков вулкана Хуалалаи преобладают дуниты, верлиты и оливиновые клинопироксениты, встреча-ются вебстериты и разнообразные габброиды (Chen-Hong Chen et.al.,1992; Bohrson and Clague, 1988). Судя по составу кпинопироксенов, эти гавайские ксенолиты соответствуют tl-ой и Ш-ей стадиям эволюции включений.

Переход второго типа осуществляется при последовательном рассмотрении районов: м.Наварин - р.Валоваям -р-он вулкана Бакенинг (табл. 1). Несущие ксенолиты базаниты и щелочные оливиновые базальты в этой последовательности характеризуются резким уменьшением концентраций Nb в узком диапазоне изменения калиевой щелочности. Причем тренды смещаются из области концентраций, соответствующих полю шпинель-лерцолитового равновесия в сторону плагиоклазового контроля (рис.3). В рассматриваемом ряду закономерно меняется типовой состав включений от шпинелевых лерцолитов l-ой стадии до клинопироксеновых оливинитов П-ой стадии и гарцбургитов Ш-ей стадии эволюции включений.

Таким образом, фациальный переход в сторону

меньшей барофильности сопровождается закономерным изменением типового набора включений и их минералогических особенностей.

6.3.1.Вторичные генерации минералов ксенолитов и составы стекол. Выше, в разделе 5.1 уже говорилось о том, что во многих первичных по составу лерцолитовых ксенолитах можно найти признаки их стадийного преобразования: перекристаллизации, плавления, образования новых минеральных фаз. В общем случае эти преобразования идут по схеме: шпинелевый лерцолит - верлит или клинопироксеновый оливинит - гарцбургит. Смена парагенезисов минералов и изменение их составов свидетельствует о переходе ксенолита из шпинелевой в плагиоклазовую фацию. Ксенолиты, однако, при этом выносятся одними и теми же базанитовыми или щелочными оливиновыми расплавами, которым, должны соответствовать включения шпинелевых лерцолитов. Казалось, принцип соответствия нарушается. Не следует однако забывать, что с новыми парагенезисами сосуществуют стекла, составы которых меняются от трахиандезито-базальта до трахириолита и фонолита. Меняется не только кристаллическая фаза ксенолита, преобразуется состав того расплава, который ассоциирует с этой кристаллической фазой (поле составов стекол на рис.5). Конечным членом в ряду перекристаллизации лерцолитовых ксенолитов, являются гарцбургиты, которые мало чем отличаются от ультраосновных включений островодужного типа. Как видно на рис.5 ,по соотношению БЮг и МдО составы образующихся в результате такого процесса стекол идентичны составам пород, несущих включения дунит-гарцбургитовой ассоциации в островодужных системах.

Таким образом, принцип соответствия ксенолит -вулканит соблюдается, как на макро-, так и на микроуровне, несмотря на меняющиеся условия существования системы.

6.4. Проблема генезиса включений у л ь-трамафитов.

6.4.1. Существующие представления. Эта проблема подробно рассматривалась в работах И.М.Волохова (1972), С.А.Щеки (1983), Р.Уайта (1966), Е.Джексона (1968), Р.Фобса и Х.Куно (1967)и др.

Можно выделить, по крайней мере, три направления в попытках ее решения. Традиционно большинством исследователей подавляющая часть включений в вулканитах (особенно гипербазиты) рассматриваются как непосредственные

отторженцы мантийной среды магмообразования. Второе направление (Волохов,1972; Цветков, Авдейко,1982; Щека, 1983; Цветков, 1983; Маракушев, 1988) касается аналогий, проводимых между ксенолитами в вулканитах и базит-гипер-базитовыми интрузиями. На основании существенного сходства этих образований делается вывод, что ксенолиты являются захваченными обломками тех интрузивных пород, которые залегают в фундаменте активных вулканов. Третье направление является развитием взглядов Л.Лакруа (1932), Ф.Ю.Левинсона-Лессинга (1935), А.Н.Заварицкого (1955) и других исследователей на включения, как родственные вулканитам образования. Гипотеза субвулканического генезиса некоторых типов включений развивается И.М.Волоховым (1972). Высказывается также мнение (Щека, 1983), что включения шпинелевых и гранатовых перидотитов в щелочных базальтоидах в большинстве случаев связаны с глубинной кристаллизацией пикритовой составляющей базальтовой магмы в условиях повышенного давления летучей фазы.

6.4.2. Некоторые соображения по поводу генезиса включений в системе ксенолит-вулканит. Гипотеза реликтового мантийного генезиса базит-гипербазитовых включений в вулканитах в петрологическом плане базируется на двух догмах:

а) метаморфогенном облике и специфическом чрезвычайно однообразном составе включений, который испытывает некоторые изменения за счет процессов мантийного метасоматоза и контактного метаморфизма на границе с транспортирующим расплавом;

б) "запрещенном" для вулканических пород в основном барофильном составе минералов включений.

Анализ накопленных за последнее время петрологических материалов, наряду с детальным изучением минералогии включений и вулканитов не позволяет применить эту аргументацию, что ведет к пересмотру укоренившихся представлений о мантийной (реликтовой) их природе.

В результате многочисленных исследований ксенолитов было показано, что эти образования почти для каждой петрографической провинции характеризуются своими индивидуальными особенностями. Наиболее существенные различия, как мы уже отмечали, наблюдаются между включениями, которые встречаются в связи с вулканитами внутри-плитовых (океанических и континентальных) областей, с одной стороны, и теми образованиями, которые распро-

странены на конвергентных границах литосферных плит. Эти различия, однако, сторонники мантийного генезиса включений связывают с особенностями составов мантийного субстрата, выделяя истощенную или обогащенную мантию (главным образом за счет процессов мантийного метасоматоза). Но вот обнаружены такие объекты проявления вулканизма (вулкан Иль-де-Сандр в Южно-Китайском море или район мыса На-варин), когда в одном конусе или потоке присутствуют включения обоих типов: истощенной и неистощенной "мантии". При этом было показано, что эффект истощенности может проявляться как реакция системы ксенолит-несущий магматический расплав на изменение окружающей обстановки и, в первую очередь, глубинности системы. В ходе декомпрес-сионной перекристаллизации включений они все более приобретают черты сходства с истощенными "островодужными" ксенолитами дунит-гарцбургитовой ассоциации. Образующиеся в ходе плавления ксенолитов лерцолитов стекла все более обогащаются глиноземом,кремнеземом и щелочами, представляя из себя ряд перехода от глубинных базанитовых расплавов, недосыщенных сиалическими компонентами, к малоглубинным андезито-базальтовым и андезитовым магмам, насыщенным этими компонентами. Определенное соответствие существует между минералогическим типом включений и петро-геохимическим типом несущих их вулканических пород, причем изменение состава включения сопровождается изменением состава транспортирующего его расплава. Это соответствие устанавливается по принципу подобия, а не по принципу дополнения или компенсации, как следовало ожидать,если бы мы имели дело с рестидами или тугоплавкими остатками.

Включения полностью иммитируют магматический процесс, что позволяет рассматривать их совместно с вулканитами как единую магматическую систему. Рис.8, где показаны тренды изменения составов клинопироксенов как во включениях, так и в вулканитах дает наглядное представление о характере эволюции этой системы. Совершенно бессмысленно искать на этой диаграмма точки составов клинопироксенов, отвечающих изначальному мантийному веществу. Поступление новой информации может удлинить тренды или добавить новые и тогда выбранная точка отсчета окажется только одним из фрагментом эволюции системы.

Итак, ультраосновные включения в вулканитах не являются реликтовым мантийным веществом. Совместно с не-

сущими их вулканическими породами включения представляют единую саморегулирующуюся геологическую систему и мы каждый раз "ухватываем" лишь фрагменты этой системы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Ксенолит-содержащие вулканиты, как магматические дериваты, наиболее приближенные к родоначальным расплавам, занимают вполне определенное место в иерархии пе-тро-геохимических типов магматических пород, петрохими-ческих и геохимических серий. Они несут обширную петрохи-мическую, геохимическую, изотопную и минералогическую информацию об условиях выплавления магматических расплавов, которая в значительной степени затушевывается в ходе проявления малоглубинных процессов магматической дифференциации, метасоматоза или контаминации расплавов материалом коры. Благодаря своей высокой петрогенетической информативности эти вулканиты, так же как и ассоциирующие с ними включения являются хорошими индикаторами геодинамической обстановки проявления вулканизма в переходной области между Тихим океаном и Азиатской окраиной. Так, внутриплитный тип вулканических пород с включениями шпинелевых лерцолитов характеризует обстановку окраинно-континентального рифтогенеза; базальты с внутриплитными геохимическими признаками, несущие включения верлитового типа, отражают особенности начинающегося рифтинга в пределах континентальной окраины или стабилизированных блоков островодужных систем; наконец, вулканиты субдукционного типа с включениями дунит-гарцбурги-товой ассоциации характеризуют геодинамическую обстановку фронтальной зоны островодужных систем.

Сопоставление составов ультраосновных включений и вулканитов как на макро-так и на микроуровне свидетельствуют о наличии соответствия между минералогическим типом включений и геохимическим типом несущей его вулканических пород. Наблюдаемая в одной выборке или в одном образце ксенолита картина его декомпрессионного преобразования проявляется затем фрагментарно на примере ассоциаций включений в разных регионах в связи с соответствующим типом вулканитов. Эти закономерности обуславливаются, скорее всего, единым механизмом образования и преобразования включений в различных зонах рассматриваемой области. Наблюдаемые геологические, изотопно-геохимические

и минералогические корреляции включений и вмещающих их вулканитов свидетельствуют об их генетическом родстве во всех зонах проявления. В любом случае ксенолиты в вулканитах нельзя отождествлять с веществом верхней мантии, так как они несут следы значительного преобразования как в зонах магмогенерации, так и в ходе своего движения к земной поверхности.

Основные публикации по теме д и с с е о т а ц и и.

1. Оптические и петрохимические исследования магматических образований Центральной Камчатки. М.:Наука,1967. 192 с. (соавторы Волынец О.Н., Флеров Г.Б.,Шилин Н.Л.).

2. Меланократовые включения основных и ультраосновных пород в четвертичных вулканитах Камчатки. Ксенолиты и го-меогенные включения. М.:Наука,1969. С.5-19. (соавторы Ма-суренков Ю.П., Ермаков В.А.).

3. К вопросу о генезисе некоторых типов гомеогенных включений. Там же. С.68-76. (соавтор Ермаков В.А.).

4. Некоторые петрологические критерии фаций глубинности магматических образований. // Сов. геология, 1973. N5. С.134-140. (соавтор ВолынецО.Н.).

5. Особенности кристаллизации магматических расплавов в связи с их дегазацией. // Бюлл. вулк. станций, 1974,N 50. С.32-44 (соавторы Рудич К.Н..Волынец .Алискеров A.A.).

6. Geochemical peculiarites of olivines from Quaternary basalts of Kamchatka and Kurile islands and the problems of petrogenesis. // Modern Geology, 1975.V. 5.P.104-115. (co-authers Volynets O.N.,Popolitov E.J.,Novikov V.M. e.a.).

7. Включения ультраосновного состава в лавах современных вулканов Камчатки. Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М.: Наука, 1978. С. 36-66. (соавтор Хотин М.Ю.).

8. Включения в вулканитах Тихоокеанского пояса и их пет-рогенетическая информативность. Геодинамика и вулканизм островных дуг северо-западного сектора Тихоокеанского кольца. М.:Сов.радио,1978. С. 68-76. (соавторы Щека С.А., Волынец О.Н.).

9. Включения ультраосновных и основных пород в ще-лочно-оливиновых базальтах подводного вулкана Иль-де Цендер (Южно-Китайское море). Геохимия эндогенных про-

Цендер (Южно-Китайское море). Геохимия эндогенных процессов. Иркутск, 1979.С. 14-18. (соавторы Сапожников Е.А.„Абрамов В.А.).

10. Минералогические особенности включений гипербази-тов в лавах подводного вулкана Иль де Цендер (Южно-Китайское море). Особенности внутриконтинентального базито-вого магматизма. М.:Наука.1980, С.107-118. (соавторы Абрамов В.А., Сапожников Е.А.).

11. Об анортозитовой тенденции в ходе эволюции вулканизма островных дуг. Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг. М.:Наука,1982. С.41-61. (соавтор Хубуная С.А.).

12. Минералогия и геохимия ультраосновных включений в четвертичных вулканитах Камчатки. Мантийные ксенолиты и проблема ультраосновных магм. Наука.: Новосибирск, 1983. С.85-95, (соавторы Волынец О.Н.,Пополитов Э.И.).

13. Первые данные о составе минералов глубинных включений в меймечитах Камчатки.// ДАН,1984,T.278,N4.C.949-953, (соавторы Селиверстов В.А., Лапутина Т.М. и др.).

14. Сравнение химических составов базальтов различных геоструктурных областей методом многомерного статистического анализа (построение классификационной диаграммы). // Вулканология и сейсмология, 1986, N2.C.21-33. (соавтор Жаринов С.Е.).

15. Южно-Китайское море. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука,1987. С. 215-231. (соавторы Флеров Г.Б., Нгуен Суан Хан и др.).

16. Включения в вулканических породах Курило-Камчатс-кой островной дуги и их значение для понимания петрогенези-са. Там же.С.293-312. (соавторы Ермаков В.А.,Волынец О.Н.).

17. Новый для Камчатки тип базит-гипербазитовых включений в вулканитах.// ДАН,1988,т.302,Ш.С.676-679. (соавторы Флеров Г.Б. Пономарев Г.П. и др.).

18. Возраст молодого вулканизма Юго-восточного Индокитая.// Изв.АН СССР сер.геол.Ы 6.1989.С.39=44. (соавторы Новиков В.М.,Иваненко В.В. и др.).

19. Рифтовый вулканизм в системе Восточно-Азиатских вулканических поясов. Магматизм рифтов. М.: Наука,1989 С.139-144. (соавторы Флеров Г.Б.,Шараськин А.Я.).

20. .Tectonic and geochemical implications of MORB-like and caic-alkaline magmatism in the tertiary trans-tensional and trans-pressional western Aleutian arc.//-Geol.Soc.of Amer.Abstracts

with Programs,1991, v.23,p.A 389. (co-authors Yogodzinski G.M., Kay S.M., Kay R.W. e.a.).

21. Бонинитовая тенденция в лавах подводного вулкана Пийпа и его обрамления. (Западная часть Алеутской дуги). 1. Геология, петрохимия, минералогия). // Вулканол. и сейсмол. 1992. N1.C.3-23. (соавторы Волынец О.Н., Ягодзински Дж.М. и ДР-)-

22. Новые данные о позднекайнозойском вулканизме мыса Наварин (Корякское нагорье).// Доклады РАН. 1992. Т.323.5. С.904. (соавторы Федоров П.Н., Головин Д.Н. и др.).

23. Сравнение составов клинопироксенов из базит-гипер-базитовых включений в вулканитах на основе методов многомерного статистического анализа. Постэруптивное мине-ралообразование на активных вулканах Камчатки.Ч.2. Владивосток, 1992.С.86-100. (соавтор Жаринов С.Е.).

24. Новые данные по вулканизму тыловой зоны Восточных Алеут.// Вулканол. и сейсмол.,1993, N 4. С.54-78. (соавторы Волынец О.Н., Селиверстов Н.И. и др.).

25. Геохимия и петрология позднекайнозойских вулканитов мыса Наварин (восток Корякского нагорья). // Геохимия N 9, 1993,С. 1284-1296. (соавторы Федоров П.И. и Ляпунов С.М.).

26. Новые данные о базит-гипербазитовых ксенолитах в вулканитах мыса Наварин (Корякское нагорье).// Докл. Акад. Наук, 1993,т.ЗЗЗ, N 2.С.246-249. (соавторы Федоров П.И. и Ляпунов С.М.).

27..Multivariate Statistical Analysis of Clinopyroxene Compositions from Mafic and Ultramafic Xenoliths in Volcanic Rocks. //Journal of Petrology, 1993. v. 34, Pt. 1. P. 173-185, (coauthor Zharinov S.E).

28. Magnesian andesites and the subduction component in a strongly calcalkaline series at Piip volcano, Far Western Aleutian. //Journ. of Petrology, 1994, v.35, part 1, P.163-204. (coauthors Yogodzinski G.M., Volynets O.N.,e.a.).

29.Лампроитоподобные калиевые щелочно-ультраоснов-ные породы Валагинского хребта, Восточная Камчатка.// Петрология, 1994.T.2.N 2.С.17-213.(соавторы Селиверстов В.А., Чубаров В.М. и др.)

30.Изотопный состав стронция и кислорода в позднекайнозойских щелочных базальтах внутриплитного геохимического типа,Камчатка // Петрология. 1995.T.3.N 2.С. 200201 .(соавторы Волынец О.Н.,Виноградов В.Н. и др.).

31.Magnesian andesites in the Western Aleutian-Komandorsky region: implication for slab melting and processes

in themantle wedge. // Geol.Soc.Amer.Bull., 1995,v. 107,N 5.P.505-519. (co-authors Yogodzinski G.M.„Kay R.M.,Volynets O.N.,e.a.).

32.lnsights into the volcanic arc mantle wedge from magnesian lavas from the Kamchatka arc.//Jour. of Geoph. Res.1996,v.101 NO.B 1,P.697-712. (co-authors Hochstaedter A.G, Kepezhinskas P.,Defant M.,e.a.).

33.Тгасе element and Sr-Nd-Pb isotopic constraints on a three-component model of Kamchatka Arc pedogenesis.// Geochim.et Cosmochim.Acta,1997.v.61, No3,P.577-600, (coauthors Kepezhinskas P.,McDermott.F,e.a.).

34. Ксенолиты ультрамафитов в различных геохимических типах вулканитов островодужной системы // Петрология, 1997, т 5, N 5 С.485-502. (соавторы О.Н.Волынец, Г.П.Пономарев и

ДР-)

Подпись автора

Колосков А.В.

Графические приложения к автореферату

Рис. 1. Диаграмма Р)- Рг для вулканических серий, характеризующихся различным набором базит-гипербазитовых включений .

р, Lfl -

Поля составов клинопироксенов из: Т- включений перидотитов в кимберлита эклогитов и пиропсодержащих пироксенитов в кимберлитах, кимберлитоподо пород и щелочных вулканитов; шпинелевых лердолитов (III) и пироксенитов ( щелочных базальтоидах внутриплитных континентальных и океаниче проявлений; перидотитов (V) и пироксенитов (VI) в вулканитах осгроводу; областей; VII- плагаоклазовых включений; А- мегакристов в вулканитах; кристаллической фазы вулканических пород; В- альпинотипных гапербаз Камчатки.

вулканических пород различных геоструктурных областей.

1-граница поля составов кимберлитов; 2-поле внутриплатных вулканитов с ксенолитами шпинель-лерцолитового типа; 3-7-тренды изменения концентраций элементов: 3-в базальтоидах внутрипли-тного типа С эволюционные " серии: В. Австралии, В. Китая, Вьетнама, Гавайских островов); 4- в породах "фракционных" серий (Ис ландия, траппы Декана, Каскады Вашингтон, Алеуты, бонинитах, Курилы, Камчатка, Марианская система, Новые Гебриды); 5- в породах внутриплатного геохимического типа ("транзитные" серии Южной Америки, Патагонии, Западной Мексики, Камчатки, мыса Наварин, Западной Камчатки); 6-пампроитов; 7- гавайских толеи-тов; 8-11- поля составов ксенолитов: 8- метасоматически измененных ультрамафитов; 9- пироксенитов и габбро; 10- лерцопитов; 11-алливалитов.

Рис. 4. Соотношение изотопов неодима и стронция в ксенолитах и содержащих включения вулканитах различных геоструктурных областей.

1 - валовые пробы ксенолитов шпинель-лерцолитового типа; 2 - внутриплитные вулканиты с ксенолитами шпинель-лерцолитового типа; 3 - минералы из ксенолитов шпинель-лерцолитового типа; 4 - ксенолиты в островодужных вулканитах: а- по данным (Kay et al.,1986), б- в клино- и ортопироксенах из гарцбургитов и верлитов вулканов Авачинский и Шивелуч; поля изотопных отношений: 5 - внутриплитных вулканитов с ксенолитами шпинель-лерцолитового типа; 6 - кимберлитов и ксенолитов пироп-гранатового типа; 7- включений островодужного типа, la и 1в - типы ксенолитов, по Menzies, 1983, EM-I и EM-IJ - источники "обогащенной мантии". Использованы данные: Menzies and Murthy,1980; Betton and Civetta,1984; Richardson et al.,1985; Stosch et al.,1986; Stosch and Lugmair,1986; Perry et al.,1987; Mantle xenoliths,1987; Zindler and Jagoutz,1988; Roden et al.,1988; Griffin et ai.,1988; Pier et ai.,1989; Song et a(.,1990; lonov et al.,1994.

Mg 0,111%

ic.5. Соотношение MgO - S1O2 в клинопироксенах мегакристов и в породах повышенной магнезиальности.

1 - меймёчйты Камчатки; 2 - "чёрные" пироксениты Вьетнама (указаны номера образцов ); 3 - мегакристы клинопироксена; 4 - пикрито-базаль-

ты Авачинского вулкана; 5- бониниты; 6 - "сетоучиты". Поля составов: 7 - ксенолитсодержащих вулканитов внутриплитного типа; 8 - субдукцион-ных вулканитов Камчатки и Курил, содержащих ксенолиты ультрамафитов; 9 - стёкол из ультраосновных ксенолитов Вьетнама. Помимо материалов авторов использованы данные из работ: Марковский, Ротман, 1981; Кепежинскас, 1979; "Mafic and Ultramafic XenoHths...", 1988; "Геология дна...", 1980; Wal ker and Camerou, 1983, Fallon et. al., 1989; Signrdsson et.al.,1993;Tatsumi, 1982.

Рис. 6. Обобщённая диаграмма в координатах Ыа - А1 ( формульные единицы ) характера эволюции клинопироксенов в ультраосновных включениях.

0.д. - поля островодужных ксенолитов.

.05 -05-

,1;

о ^ 5.6.Т7-/1:;

ШГ

Ю;

12'

? ПОРОДЫ

Рис.7. Корреляционная диаграмма: Г=Ре/(Ре+М|») -Г=(Ре20 3+ РеО)/(Ре 20 3+ГсО+М§0)-мол.% для клинопироксеиов из включений ультрамафитов и вмещаущих вулканитов.

Средние значения для наименее измененных юшнопироксенов : 1. Харчинский вулкан (минерал-узник в шпинели). 2. р. Лев. Жупанова (пирокеених в "акватуфах"), 3. о. Броутона (гарцбургат в базальте), 4. м. Наварин (лерцолиты в потоках ), 5. Ключевской вулкан (гарцбургат в базальте), 6. Вьетнам ( лерцолиты в покровах ), 7. р. Валоваян ( лерцолиты в дайке ), 8. р-он вулкана Бакенинг (клинопироксеновый дунит в щелочном базальте), 9. р.Валоваям (лерцолиты в конусе ), 10. м. Наварин ( лерцолиты в некках), 11. о. Чиринкотан (гарцбургат в андезите), 12. Вьетнам ( лерцолиты в конусе ), 13-14. Авачинский вулкан: узник в Бр (13) и гарцбургат из ядра зонального включения (14).

Точками выделено поле грубой корреляции составов с Ккор.= 0,27. Сплошными стрелками показан диапазон изменения железистости в зонах декомпрессионного плавления и перекристаллизации включений; пунктирами- то же в зонах метасоматического изменения включений.

Рис.8. Обобщенная диаграмма трендов изменения состава клинопироксенов во включениях (сплошные стрелки) и в вулканитах (стрелки с точками) в координатах Р1-Рг •

На - составы клинопироксенов вблизи амфибола. Остальные условные обозначения см. Рис.2.

Александр Валерианович Колосков

Петролого-генетические корреляции ультраосновных включений и вмещающих вулканитов зоны перехода Тихий океан - Азиатский континент

Автореферат

Формат 60X84/16. Печать офсетная. Усл. п.л. 5,5. Тираж 100 экз. Заказ 52.

Информация о работе

Колосков, Александр Валерианович
доктора геолого-минералогических наук
Владивосток, 1998
ВАК 04.00.08

Автореферат

Петролого-генетические корреляции ультраосновных включений и смещающих вулканитов зоны перехода Тихий океан-Азиатский континент - тема автореферата по геологии, скачайте бесплатно автореферат диссертации

Похожие работы