Чурикова Т., Дорендорф Ф., Вёрнер Г.,  Институт вулканической геологии и геохимии ДВО РАН, Россия, Геохимический институт Гёттингена, Германия

Макро- и микроэлементы, а так же изотопы Sr, Nd, Pb, U, Th и O в породах и S, Cl и F в расплавных включениях были проанализированы в лавах северного пересечения Камчатки, которое простирается на 220 км вкрест дуги от во фронтальной зоны (ВВФ) через Центральную Камчатскую депрессию (ЦКД) к Срединному хребту (СХ). Было опробовано 9 верхнеплейстоценовых и голоценовых стратовулканов и 2 больших лавовых поля расположенных в 110 до 400 км над поверхностью субдуцируемой плиты, что позволило охарактеризовать пространственные вариации пород, а так же относительное количество и состав субдукционного флюида, вовлеченного в магмогенезис.

Типичные Камчатские островодужные базальты, нормализованные к 6% MgO обнаруживают обогащение щелочами, LILE, LREE и HFSE от фронта к тылу дуги. При этом Ba/Zr- и Ce/Pb-отношения примерно постоянны вкрест дуги, предполагая близкую флюидную добавку в мантийные источники пород. La/Yb и Nb/Zr возрастают от ВВФ к ЦКД и далее к СХ. Породы ЦКД обнаруживают широкий спектр в 87Sr/86Sr отношении, которое варьирует от 0,70334 to 0,70366, а также наивысшие, но постоянные изотопные отношения Nd, что коррелирует с наивысшими по пересечению U/Th и 18О значениями. Изотопы Pb близки к источнику MORB, чуть уменьшаясь от ВВФ к СХ. Все это предполагает, что мантийный источник под ВВФ и ЦКД близок к N-MORB, однако обогащен (добавкой источника типа OIB) под СХ. Степень плавления, оцененная по отношению CaO6.0 и Na2O6.0, уменьшается от ВВФ к ЦКД и сохраняется постоянной в ЦКД и СХ.

S и Cl в Камчатских лавах в основном контролируются процессами дегазации. Обогащение ВВФ и ЦКД по Cl и S указывает на большую добавку флюида в этих зонах. Причиной высоких F и F/Cl в расплавных включениях СХ может быть мантийное плавление обогащенных фтором фаз или добавка глубинных флюидов.

Введение

Плавление мантийного вещества под островными дугами происходит при взаимодействии мантийного клина с водонасыщенными флюидами, отделяющимися от субдуцируемой океанической плиты [6,7 и др.]. Такие флюиды обогащены крупными литофильными элементами (LILE, в т.ч. Cs, Rb, K, Ba, Pb) и легкими редкоземельными элементами (LREE), но обеднены высокозарядными (HFSE, в т.ч. Nb, Ta, Zr, Hf) и тяжелыми редкоземельными элементами (HREE). Наиболее спорными вопросами сегодня являются состав мантийного клина, состав и количество субдукционного флюида, а так же природа его взаимодействия с мантией.

В ряде работ 19,22] c целью учесть вклад флюидной компоненты в мантийный источник, использовались содержания несовместимых редких элементов в примитивных островодужных вулканических породах. Однако, проблемы в этих расчетах связаны с наличием множества дополнительных факторов, влияющих на геохимический состав породы. Важнейшими из них являются: состав мантийного источника, различная степень его плавления, вклад осадочного материала субдуцируемой плиты, субконтинентальной литосферы или коровых пород. Изучение геохимических вариаций вкрест дуги дает возможность определить некоторые из этих факторов. Такие работы были осуществлены для Японской [26] и Курильской [1] островных дуг. Предварительные попытки изучения Камчатской дуги [3,15,29] принесли довольно противоречивые результаты, обусловленные в основном ограниченным количеством данных.

Камчатский полуостров, формирующий северную часть Курило-Камчатской дуги, является одним из наиболее вулканически активных регионов земли и включает более 200 четвертичных вулканов, 29 из которых активны по сей день. Исключительно высокая магмопродуктивность Камчатской дуги, наличие множества молодых и исторических извержений, а так же необычно высокий процент магм основного состава, практически не загрязненных осадочным материалом [5,17], позволяет исследовать относительно простые системы. Наиболее интенсивно голоценовая вулканическая активность Камчатки проявлена на Ключевской группе вулканов, расположенной в северной части Цетрально-Камчатской депрессии.

С целью изучения изменения геохимических характеристик пород вкрест простирания дуги и установления возможных причин этого разнообразия, нами была отобрана представительная коллекция образцов вулканических пород вдоль восточно-западного пересечения полуострова на широте Ключевской группы (рис.1 ), которая анализировалась на макро- и микро элементы, изотопы Sr, Nd, Pb, Th, U и O, а также содержания летучих в их расплавных включениях.

Геологическое положение изучаемых объектов и отбор образцов.

Рис. 1

 Камчатская дуга находится в северо-западной части конвергентного сочленения Евроазиатской и Тихоокеанской плит, последняя из которых в настоящее время субдуцирует со скоростью 9 см в год, увлекая за собой под Камчатку Императорский подводных хребет. Современная конфигурация плит под Камчаткой была сформирована только в позднем миоцене - раннем плиоцене. Наиболее активная фаза вулканизма отмечается в период с верхнего плейстоцена по голоцен. Четвертичный вулканизм на Камчатке (рис.1 ) проявлен в трех зонах, параллельных желобу дуги, а так же основному её простиранию: (1) Восточный Вулканический Фронт (ВВФ), (2) грабенообразная Центральная Камчатская Депрессия (ЦКД), включающая Ключевскую группу вулканов и (3) западная вулканическая зона Срединного хребта (СХ). В настоящее время северное окончание вулканической активности на Камчатке фиксируется на вулкане Шивелуч, что, вероятно, связано с изменением геометрии границы плит с ЮЗ-СВ конвергентного сочленения на трансформный разлом СЗ-ЮВ простирания [4,33]. Глубина сейсмофокальной зоны субдуцируемой плиты возрастает вкрест дуги от 100-140 км под ВВФ до 400 км под Ичинским вулканом в СХ [14].

Глубинное сейсмическое зондирование [2] показало, что мощность земной коры на Камчатке изменяется от 20 км до 42 км, возрастая с юга на север. Вкрест простирания дуги, на широте Ключевской группы вулканов, ее мощность меняется с запада на восток от 30 км под Срединным хребтом, увеличиваясь под ЦКД до 40-42 км.

9 верхнеплейстоценовых и голоценовых стратовулканов и 2 лавовых поля конусов опробовались вдоль 200-километрового траверса на севере Камчатки от ВВФ (Комарова, Гамчен, Шмидта, Кизимен) через вулканы Ключевской группы в ЦКД (Ключевской, Толбачик, Плоские Сопки, Камень) к СХ с моногенными центрами в районах Эссо и Ахтанг и изолированным Ичинским вулканом. Образцы были отобраны с особой тщательностью, чтобы избежать любых следов вторичных изменений. Глубина сейсмофокальной зоны и положение вулканов, на которых проводилось опробование, показаны на рисунке 1 .

Аналитические методы

Все аналитические работы (кроме 18О) производились в геохимическом институте университета Гtттинген. Содержания в породах макро - элементов и некоторых микро элементов (Sc, V, Cr, Co, Ni, Zn, Ga, Sr, Zr, Ba) определялись рентгено-флюоресцентным анализом (РФА). Аналитические ошибки для макро элементов составили около 1% (за исключением Fe, Na: 2% и ППП: ~10%) и для микро элементов около 5%. Все остальные малые элементы определялись методом ICPMS. Ошибки, оцененные по стандартам JB3 и JA2, составляют для Nb и Ta около 15-20%, для других редких элементов менее 10%.

Изотопы Sr, Nd и Pb мерились на масс-спектрометре Finnigan MAT 262 RPQ II+ с использованием стандартов NBS987 (0.710245) для Sr, LaJolla (0.511847) для Nd и NBS981 (рекомендованные значения по [31]) для Pb. Общие ошибки (2) составили менее 0,004% для Sr и Nd и менее 0,1% для Pb. Изотопы U и Th измерялись на масс-спектрометре Finnigan MAT 262 с приставкой RPQ 2+. Измеренные изотопные отношения U и Th корректировались на фракционирование относительно U-стандарта "U-112" и Th-стандарта "Santa Cruz". Несмотря на то, что бланковые анализы были ниже, чем 0,3 ppb для U и 0,08 - 0,31 ppb для Th, общая ошибка несколько завышена - около 5%. Изотопные отношения кислорода в оливинах были измерены в университете Карнеги, с использованием серии Synrad 48 CO2 лазера. Изотопный состав кислорода определялся на массах 32, 33 и 34 на масс-спектрометре Finnigan МАТ-252. Стандартный газ был откалиброван по шкале SMOW, используя NBS-28 (18O=9,60 ). Внешняя погрешность метода менее чем +0,2 .

Макроэлементы, сера, хлор и фтор, а также валентность серы в расплавных негомогенизированных включениях в оливинах и клинопироксенах измерялись на микрозонде JEOL8900 WDS со стандартным набором синтетических и природных стандартов.

Более детальное описание всех методик можно найти в [9,10,11,12].

Результаты и обсуждения

Макро- и микроэлементы

Рис. 2

 Макро - и ряд микроэлементов определены в 152 представительных образцах пересечения, в 72 из них был измерен более широкий спектр редких элементов.

Породы ВВФ, включая вулкан Кизимен, относятся к средне-калиевым сериям (рис.2 ). Некоторые редкие низко-калиевые толеитовые породы встречаются на вулканах Гамчен и Шмидта. Наиболее высокие щелочи наблюдаются в породах СХ, лавы которого представлены средне-высоко-калиевыми известково-щелочными сериями. Вблизи основания стратовулкана Ичинский были опробованы шлако-лавовые базальтовые конуса, обогащенные HFSE элементами с внутриплитными геохимическими признаками (т.н. базальты внутриплитного типа - ВПТ). При этом сам стратовулкан сложен типично островодужной андезит - дацит - риолитовой серией. Большинство пород ЦКД среднекалиевые известково-щелочные. Некоторые лавы вулканов Плоские Сопки и Толбачик (в т.ч. Южный прорыв 1975-76 гг.) относятся к высоко-калиевым сериям, природа которых требует специального рассмотрения, и в предлагаемой статье излагаться не будет.

Рис. 3

 Распределения редких элементов на спайдерограммах для ВВФ, ЦКД и СХ показаны на рис.3 для пород с > 5% MgO. Все породы имеют типичные островодужные признаки с различным обогащением LILE и LREE и низкими HFSE. Исключением являются несколько моногенных конусов ВПТ пород (см. ниже). Концентрации LILE и HFSE возрастают от фронта к тылу дуги. Породы ВВФ и ЦКД обеднены Nb и Ta в сравнении с составом NMORB (north middle ocean ridge basalt). Интересной особенностью всех изученных пород Камчатки являются низкие концентрации HREE, которые значительно ниже, чем в NMORB и не меняются значимо во всех трех регионах. Базальты ВПТ Ичинского вулкана обогащены больше, чем островодужные породы стратовулкана по LILE и LREE с повышенными HFSE. Nb-Ta отрицательная аномалия в породах СХ выражена значительно слабее, чем в островодужных породах пересечения.

Ввиду ограниченности объема публикации, все первичные данные представлены на EPSL и J.Pet. Online Background Dataset.

Коррекция на фракционную кристаллизацию

Рис. 4

 Наиболее основные образцы в ВВФ, ЦКД и СХ содержат до 8.5%, 11.6%, и 9.2% MgO, соответственно. Однако очевидно, что большинство образцов претерпели процесс минерального фракционирования и прямое сравнение полученных концентраций микроэлементов в них невозможно. Чтобы уменьшить этот эффект, мы попытались скорректировать первичные данные к примитивным составам магм.

Рис. 5

 С этой целью мы использовали метод, описанный в [24]. Для каждого вулкана были построены зависимости содержания элементов от MgO и рассчитано содержание каждого элемента в точке пересечения трендов с MgO = 6%. Значение пересечения линии регрессии с 6% MgO принималось за скорректированное значение для каждого элемента.

По корреляциям макроэлементов с MgO (не показано), фракционирование плагиоклаза начинается, когда расплав обедняется примерно до 5% MgO. Поэтому в наших расчетах линий регрессии с последующей нормализацией концентраций элементов мы использовали только образцы, в которых содержание MgO превышало 5%. Нормализованные значения отмечены как 6,0.

Для островодужной серии вулкана Ичинский наши данные дополнены неопубликованными данными О.Волынца (ныне умершего; данные доступны по просьбе), так же привлечены литературные источники. Менее 5 образцов с > 5% MgO имеется для вулканов Камень (2), Гамчен (4), Ахтанг (3) и Шмидт (2). Для графиков зависимостей микроэлементов от MgO относительное отклонение от линий регрессий составило около 10-20%.

Вариации макро- и микроэлементов вкрест простирания Камчатской дуги

Рис. 6

 Планк и Лангмюр [24] предположили, что степень плавления мантийного клина зависит от мощности земной коры. Небольшие изменения в мощности коры под Камчаткой (30 - 40 км) не достаточны, чтобы объяснить наблюдаемую значительную разницу в распределении редких элементов в породах пересечения только этим эффектом.

Расстояние от глубоководного желоба до вулкана и глубина до поверхности субдуцируемой плиты связаны напрямую. Общеизвестное положение фронтальных вулканических зон не менее чем в 110-130 км над поверхностью субдуцируемой плиты предполагает, что плавление обусловлено флюидами, освобождающимися из этой плиты в результате реакции дегидратации при достижении определенных температур и давлений [25,29 и др.]. Поэтому в данной работе при региональном сравнении пород мы использовали глубину поверхности погружающейся плиты под вулканами [14]. На рисунках 4 ,5 ,6 показаны диаграммы зависимости некоторых макро- и микроэлементов, а так же их отношений от глубины погружающейся плиты.

Рис. 7

 Базальты ВПТ помечены на диаграммах специальными символами. Большинство нормализованых к MgO6.0 редких элементов, в т.ч. HFSE (Zr, Nb, Hf, Ta), LILE (Sr, Ba, Rb, Be, Pb, U, Th), LREE, некоторые макроэлементы (K, Na) и многие отношения элементов (K/Na, La/Yb, Sr/Y, Nb/Yb) обнаруживают положительную корреляцию с глубиной погружающейся плиты. Наилучшие корреляции получены для K2O, Ba, Sr и Rb, для которых значения возрастают более чем в два раза от фронта к тылу дуги. Na2O, LREE и HFSE стремительно возрастают от ВВФ к ЦКД, но заметно слабее далее к СХ. При этом Ti даже понижается в лавах СХ в сравнении с породами ЦКД. Для Y и HREE нет значимых корреляций, они остаются постоянными от фронта к тылу дуги. Эти результаты сравнимы с аналогичными исследованиями по Курильской [1] и Японской [26] вулканическим дугам.

Базальты ВПТ Срединного хребта отличаются по ряду элементов от островодужных трендов, выделенных затененным полем на рисунках 4 ,5 ,6 . В отличие от Ичинского стратовулкана, они имеют высокие концентрации Na2O, TiO2, P2O5 и всех HFSE и REE, и обеднены по SiO2 и Pb. HFSE и LREE в этих породах значительно выше, чем во всех образцах пересечения. Для этих породы так же типичны высокие Ce/Pb, La/Yb и низкие U/Th и Ba/Nb отношения.

Рис. 8

 Нормированные к 6% MgO отношения U/Th во всех породах Камчатки выше, чем в NMORB и варьируют от 0,41 до 0,58 в ВВФ, от 0,57 до 0,71 в ЦКД и от 0,38 до 0,64 в породах СХ. Исключением среди пород ЦКД является образец 2310 с вулкана Камень, в котором первичное U/Th отношение достигает 0,79. Это наивысшее известное U/Th отношение в примитивных базальтах Камчатки. Наряду с этим, породы вулкана Камень характеризуется самыми низкими LILE и LREE и самыми высокими HREE в сравнении с другими вулканическими сериями ЦКД (рис.6 Д, 9).

Sr-, Nd-, и Pb-изотопы

Sr-, Nd- и Pb-изотопные данные для пород пересечения приведены на рис.7 и 8 . Фигуративные точки ложатся довольно близко к области MORB. Имея представительную коллекцию образцов, мы можем идентифицировать внутри Камчатского поля более мелкие структуры, характерные для каждого региона. В целом наблюдается возрастание 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd отношений от ВВФ к ЦКД и дальнейшее их убывание от ЦКД к СХ (рис.7 и 8 ). Поля точек ВВФ и СХ очень близки на Sr-Nd диаграмме, за исключением двух образцов с вулкана Комарова, имеющих повышенные значения 87Sr/86Sr. Наблюдается широкий диапазон значений по Nd изотопам для ВВФ и СХ, в то время, как Sr изотопные отношения близки. Наивысшее обогащение по 87Sr в пределах ЦКД найдено для лав Ключевского вулкана, где отношение 87Sr/86Sr достигает 0.70366.

По Pb изотопной систематике лавы ЦКД менее радиогенные, чем породы ВВФ, но близки к полю СХ (рис.7 В). Породы ВПТ идентичны с другими лавами СХ. Для сравнения, на рис.8 показаны данные для вулкана Бакенинг (ВВФ, 200 км к югу от пересечения, [12]). Эти породы еще менее радиогенны по Sr при сравнимых значениях Nd и Pb изотопов. Исследования клинопироксенов (предварительно очищенных) из мантийных ксенолитов Камчатки (неопубликованные данные) показало, что по Nd изотопам мантийные ксенолиты близки вулканическим породам, но по Sr отношениям разброс точек ещё более широкий.

Изотопы кислорода

Подробно изотопная систематика кислорода в породах Ключевского вулкана изложена в [11]. Поэтому здесь мы только подчеркнем наиболее важные результаты.

Изотопные отношения кислорода в одиночных зернах оливинов из различных пород Камчатского пересечения изменяются от 5,6 до 7,4 . Максимальные значения отмечены для вулканов Ключевской группы. Значения изотопов кислорода в расплавах Ключевского вулкана рассчитывались как среднее 18O в оливине с учетом эффекта фракционирования оливин-расплав при 1100-1200o. Диапазон значений (6,2-7,5 ) оказался явно шире, а значения выше, чем для типичных мантийных расплавов [11].

Рис. 9

 Установлены положительные корреляции 18O с отношением 87Sr/86Sr (рис.8 ), причем лавы исторических извержений имеют тенденцию к повышенным значениям обоих отношений в сравнении с более ранними голоценовыми извержениями. Установлены положительные корреляции между 18O и Cs, Li, Sr, Ba, Rb, Pb, Th, U, LREE и K, то есть с подвижными во флюиде элементами, а так же с отношениями K2O/Na2O, Ba/Zr и La/Yb. Отрицательная корреляция 18O была найдена с U/Th отношением, однако корреляции с подвижными в расплаве Al и HFSE отсутствуют.

U-Th систематика

Самые низкие значения U/Th элементных отношений (0,35 - 0,6) наблюдаются в породах СХ за исключением нескольких точек с более высокими отметками, а наивысшие - в породах ЦКД (0,5 - 0,9). В породах ВВФ это отношение меняется от 0,45 до 0,75. U-Th изотопная систематика представлена на диаграмме (230Th/232Th)-(238U/232Th) (рис.9 ). На графике очевидны те же закономерности: наименьшие значения типичны для пород СХ, породы ВВФ имеют средние значения и лавы ЦКД характеризуются наивысшими изотопными отношениями, достигая значений 2,29 для (238U/232Th) и 2,15 для (230Th/232Th) в породах вулкана Камень.

Значительное 238U-230Th изотопное неравновесие с относительным обогащением U над Th, типичное для ряда островных дуг и интерпретируемое как результат добавки относительно молодого ( 5% MgO, можно уменьшить влияние процесса фракционирования на геохимическое разнообразие полученных расплавов. Тем не менее, остается еще ряд причин, влияющих на геохимическую неоднородность лав: (1) разнообразие мантийных источников, (2) обогащение мантийного клина водным субдукционным флюидом, (3) добавка осадочного материала в мантийный источник и (4) различная степень плавления мантийного вещества при движении от фронта к тылу дуги.

Используя Pb и Be изотопные данные, Керстинг и Аркулюс [17,5] доказали, что добавка осадочного материала незначительна в формировании Камчатских магм. Кроме того, вариации изотопных отношений Sr и O в лавах Ключевского вулкана, указывают на то, что флюид, являющийся спусковым крючком начала плавления вещества верхней мантии, формируется в основном в измененной океанической коре [11].

Процесс плавления

Рис.11

 Уменьшение степени плавления Ol-Opx-Cpx мантии, приведет к обогащению расплава по несовместимым элементам. Остаточный гранат в мантии может сильно влиять на HREE и Y, удерживая эти элементы в расплаве на низком уровне до момента его полного исчезновения. Низкие значения La/Yb отношения (1,83 - 10,28), отсутствие обогащения 230Th над 238U и низкие концентрации тяжелых REE (6-15 раз выше хондритовых значений), указывают на отсутствие значительных количеств остаточного граната в мантийных источниках пород Камчатки.

Планк и Лангмюр [24] показали, что степень плавления под активными островными дугами зависит от мощности мантийного клина и выражена в отрицательной корреляции между Ca6,0 и Na6,0 от фронта дуги к тылу. Причина такой корреляции в том, что Ca удерживается клинопироксеном в мантии, а Na - нет. В случае Камчатского пересечения такой тренд должен быть очевиден, поскольку глубина сейсмофокальной зоны увеличивает в 4 раза от ВВФ к СХ. Это мы и наблюдаем на диаграмме CaO6,0 - Na2O6,0 (рис.11 A), где наши данные полностью совпадают с трендом [24]. (Na2O/CaO)6,0 прогрессивно растет от ВВФ к ЦКД и далее остается постоянным к СХ (рис.11 Б). Наивысшие значения Na6,0 найдены в породах ВПТ, что свидетельствует в пользу низких степеней плавления мантии в источнике этих пород. Следуя расчетам [24], породы ВВФ имеют наивысшую степень плавления - 20%. Более низкая степень плавления (9-12%) типична для лав ЦКД и СХ. Сходные оценки были получены и при сравнение разных групп несовместимых микроэлементов [9]. Отсутствие зависимости степени плавления от глубины погружения океанической плиты между ЦКД и СХ можно объяснить в рамках двухстадийной модели Пирса и Паркинсона [23]. На первой стадии плавление инициируется поступлением флюида в мантию, что может быть особенно важно для нашего З-В пересечения в связи с высвобождением больших объемов флюида при субдукции подводного Императорского хребта под Камчатку. Вторая стадия является результатом декомпрессионного плавления при уменьшении плотности обводненной мантии и процесса внутридугового спрединга, проявленного в настоящее время в ЦКД.

Вариации в составе мантийного источника до добавления флюида

Рис. 12

 По Nb/Yb отношению (рис.6 В) лавы ВВФ и ЦКД близки источнику MORB. Породы же СХ имеют повышенные значения Nb/Yb, которые резко возрастают в ВПТ лавах. Подобное поведение наблюдается и для Nb/Zr отношения, отвергая гипотезу остаточного граната (см. также выше). Эти признаки однозначно свидетельствуют о том, что мантия под СХ обогащена.

Диаграмма Th/Yb - Ta/Yb использовалась Пирсом [22] для выявления между обогащенным и обедненным источниками в примитивных островных базальтах (рис.12 ). Вариации состава мантийного источника должны выражаться в изменении обоих отношений. Образцы ВВФ и ЦКД попадают в область океанических островных дуг, находясь на границе толеитового и известково-щелочного полей. Лавы СХ формирует узкое поле, простирающееся от океанических дуг к обогащенному мантийному компоненту. Расположение всех фигуративных точек Камчатских лав (включая образцы ВПТ) над полем мантийной "стрелки" вызвано флюидной добавкой Th при постоянном Yb, предполагая добавку флюида к различным (от обедненного до слегка обогащенного) мантийным источникам. Более близкое положение лав ВПТ СХ к полю мантийных значений указывает на меньшее влияние в них флюида.

Две причины могут объяснить наблюдаемое обогащение мантийного источника СХ по HFSE: наличие источника типа OIB (базальт океанических островов), либо влияние глубинного флюида. Под СХ флюиды отделяются от плиты при более высоких P-T-условиях, при которых многие фазы, несущие HFSE, становятся не устойчивы. Такие флюиды содержат больше количество растворенных веществ, что расширяет их возможности переноса HFSE [7]. Состав флюида, обогащающего базальты задуговых бассейнов [27] обогащен по Y, но имеет Ta/Y отношение только вдвое выше, чем в источнике NMORB. Предположительно, такое же поведение и для Nb/Yb отношения, поскольку Nb и Yb ведут себя аналогично Ta и Y в мантии. Поэтому, трудно объяснить обогащение ВПТ базальтов по Nb/Yb (в 10 раз выше значений NMORB) только добавкой водного флюида.

На рисунке 8 внутри поля изотопных данных Камчатки выделяется три тренда, что предполагает участие трех компонентов в генезисе пород. От поля MORB, характеризующегося 87Sr/86Sr < 0.7031 и 143Nd/144Nd 0.5131, один тренд направлен к более высоким отношениям 87Sr/86Sr при неизменном 143Nd/144Nd. Флюид, отделяющийся от плиты, имеет такие ожидаемые отношения [11]. Второй тренд, сформированный в основном лавами СХ, идет с понижением неодимовых изотопных отношений при увеличении стронциевых. Такой тренд, вероятно, является результатом смешения с обогащенным мантийным компонентом, что согласуется с нашей интерпретацией о наличии компонента типа OIB в тыловой части дуги.

Породы ВВФ формируют поле между двумя упомянутыми трендами. Низкие концентрации HFSE в лавах ВВФ свидетельствуют об отсутствии компонента типа OIB в их источнике. Падению Nd-изотопных отношений сопутствуют повышенные значения изотопов Pb (рис.7 В) и обогащение пород по Th/Nb элементному отношению. Керстинг и Аркулюс [17] показали, что тихоокеанские осадки около Камчатки обогащены по Pb- и обеднены по Nd-изотопам. Согласно нашим данным, в источнике некоторых пород ВВФ можно допустить малое количество ( 1.7)) отношений, 18О, некоторых халькофильных элементов и бора [18] в породах ЦКД, а также серы в расплавных включениях и присутствие серы как S6+, свидетельствуют о повышенной флюидной добавке в этом регионе. Как было показано ранее [11], флюиды, обогащенные18О и 87Sr/86Sr, отделяются от измененной океанической коры под Камчаткой и многократно фильтруются через мантийный клин, метасоматизируя его и обогащая тяжелыми изотопами. Логично предположить, что источником большого объема таких флюидов может являться Императорский подводный хребет, субдуцирущий в районе северного пересечения под Камчатку.

Однако флюидная добавка в мантийные источники ВВФ и ЦКД не обязательно происходила в настоящее время. U-Th изотопные значения в породах ВВФ и СХ лежат на линии равновесия, свидетельствуя о том, что флюид мог отделиться от плиты более 350 тыс. лет назад (время уравновешивания изотопов). Слабое неравновесие ((238U/230Th) = 1,0-1,15) можно наблюдать только для некоторых вулканов Ключевской группы, и по расчетным данным возраст этого флюидного обогащения не менее 130 тыс. лет (рис.9 ).

Различные модели существуют относительно минерального состава и степени дегидратации субдуцируемой плиты [8,25,23], т.е. параметров, влияющих на состав флюида. Источником Rb, K, Ba и Sr в магмах может быть амфибол, удерживающий эти элементы до глубин 60-70 км. Разрушение фенгита сопровождается сильным привносом Rb в мантию и немедленным понижением K/Rb отношения. Это отношение переменно в лавах ВВФ (300-600) и ЦКД (400-600) но практически постоянно в островодужных лавах СХ (460-520), чуть повышаясь в породах ВПТ (~600). Таким образом, эффект фенгита не наблюдается в мантийных источниках Камчатки (в отличие от [30]). Сильное увеличение LREE и La/Yb отношения (при постоянном Yb) от фронта дуги к тылу может быть результатом дегидратации лавсонита [8,32], который, согласно экспериментальным работам, может быть устойчив до 10 GPa [25] и значительно влиять на состав пород СХ.

Нолл и др. [2] показали, что породы фронтальных зон островных дуг обогащены, в отличие от тыловых зон, некоторыми халькофильными элементами (As, Sb), бором и цезием, что обусловлено высокой подвижностью этих элементов во флюиде. As и Sb имеют высокие концентрации в лавах ВВФ и ЦКД, но в образцах СХ сравнимы с NMORB [18]. Уменьшение концентраций Cs, As и Sb на Ce-нормированных диаграммах вкрест простирания дуги объясняется обеднением субдуцируемой плиты по этим элементам на ранних стадиях дегидратации. Обогащение расплавных включений из пород ВВФ и ЦКД по S и Cl так же подтверждает вывод о значительной роли флюида в источнике этих пород.

Магмообразование вкрест простирания Камчатской дуги

Рис. 13

 Мы показали, что: (1) различные источники вовлечены в формирование магм Камчатской дуги; (2) обогащенный компонент типа OIB наблюдается в мантийном источнике тыловой части, (3) субдуговая мантия подобна или слегка обеднена в сравнении с источником NMORB; (4) общий привнос флюидной компоненты в мантийные источники меняется незначительно вкрест дуги.

Рисунок 13 суммирует наши результаты и иллюстрирует модель формирования Камчатского дугового вулканизма. Глубина субдуцируемой под Камчатку плиты увеличивается от 100 км под ВВФ до 200 км под ЦКД и далее на запад, достигая 400 км под СХ. Специфика размещения ЦКД заключается в её расположении над тройным сочленением плит, где Тихоокеанская плита субдуцирует под Евроазиатскую, формируя внутридуговой рифт.

Степень плавления вкрест Камчатской дуги изменяется от 9-12 % (для СХ и ЦКД) до 20% (для ВВФ), что согласуется с опубликованными данными для других вулканических дуг. Вероятно, высокая степень плавления в ВВФ вызвана большим количеством водного флюида, высвобождающегося из субдуцируемой плиты на первой ступени ее обезвоживания. Субдукция Гавайского Императорского подводного хребта в этом районе может играть важную роль в формировании такого флюида. Плавление в зоне ЦКД строго обусловлено двумя факторами: дегидратацией плиты, и восхождением мантийных потоков в результате внутри - дугового рифтогенеза. Плавление в СХ также обязано высвобождению флюида при глубинной дегидратации плиты, но в меньших объемах, чем в других зонах.

Выше было показано, что общий вклад флюидной составляющей в источники Камчатских лав довольно однороден вкрест простирания дуги. Это, однако, не обязательно подразумевает одинаковый поток флюида во всех трех вулканических зонах Камчатки. Одинаковые содержания микроэлементов могут быть получены двумя путями: (1) одинаковым количеством одинакового по составу флюида или (2) различным количеством флюида с разным содержанием микроэлементов. В результате высоких P-T условий и разложения высокотемпературных минералов, глубинные флюиды под СХ, будут, вероятно, более обогащены несовместимыми элементами. Бюре и Кепплер [8] показали, что флюиды, полученные при дегидратации амфибола будут преимущественно водными и низкокремнистые, но обогащенные LILE и, возможно, хлоридами. Такие флюиды высокоподвижны, формируя большие объемы расплава, как мы и наблюдаем в ВВФ и ЦКД. В отличие от них, глубинные флюиды (более 100 км), образованные при распаде лавсонита и других высокотемпературных минералов, будут обеднены водой, но обогащены кремнием и, вероятно, могут переносить некоторые количества HFSE. Такие флюиды более вязкие и менее подвижны. Высокие F и F/Cl в расплавных включениях из лав и ксенолитов СХ указывают, что в отличие от ВВФ и ЦКД, мантийный источник в тыловой части обогащен фтором, что может быть результатом плавления насыщенных фтором фаз (например, флогопита), либо обогащения глубинного флюида этим элементом. Поскольку глубина субдуцируемой плиты меняется от ВВФ к СХ в 4 раза, роль халькофильных элементы во флюиде значительно варьирует вкрест дуги [18], отношения B/La, B/Nb, B/Be, и B/Zr стремительно уменьшаются от фронта дуги к тылу от значений 5, 12, 55, и 0,25 (EVF) до менее, чем 0,5, 1,0, 10, и 0,05, соответственно [18], а расплавы СХ обогащены фтором, мы склонны придерживаться второго сценария. Мы считаем, что в то время, как плавление в ВВФ инициируется большим количеством относительно бедного микроэлементами флюида, плавление под СХ вызвано меньшим количеством более обогащенного флюида.

Район ЦКД характеризуется наивысшей продуктивностью магмы на Камчатке. Вероятно, это связано с внутридуговым рифтингом и восходящими мантийными потоками в этой области. Несмотря на то, что степень плавления в этом регионе не очень высока (около 12%), благодаря массивной декомпрессии под рифтовой зоной, большой объем мантийного вещества мог вовлекаться в плавление. Вероятно, высокая магмопродуктивность ЦКД вызвана сочетанием двух процессов: (1) внутридуговым рифтингом с последующим восхождением мантийных масс и декомпрессионным плавлением и (2) обильным флюидным потоком, отделяющимся от субдуцируемого под Камчатку Императорского подводного хребта.

Выводы

1. Распределение макро- и микроэлементов в породах северного Камчатского пересечения типично островодужное. Систематические вариации от вулканического фронта на вулкане Комарова к тыловой части дуги на вулкане Ичинский уверенно указывают на наличие одной зоны субдукции в настоящее время на Камчатке.

2. Наблюдаемая геохимическая зональность обусловлена тремя главными факторами: (1) в разной степени обедненными или обогащенными мантийными источниками; (2) переменными степенями плавления мантии и (3) составом флюида, отделенного от субдуцируемой плиты.

3. В сравнении с источником NMORB, мантия под Камчаткой обеднена в разной степени: от слегка обедненной в районе ВВФ и ЦКД до существенно обогащенной в СХ.

4. Мантийный источник под СХ обогащен компонентом типа OIB, причем в меньшей степени это проявлено в островодужных лавах вулканов СХ, но играет заметную роль в формировании шлако-лавовых конусов (ВПТ-лавы).

5. Согласно распределению редких элементов, общая добавка субдукционого флюидного компонента примерно одинакова в породах всех трех зон дуги. Однако, содержания халькофильных элементов и бора в лавах, а так же фтора в расплавных включениях варьируют вкрест дуги, что предполагает разнообразный состав флюида под Камчаткой.

6. Величина и скорость производства магмы зависят от интенсивности флюидного потока и глубинной геодинамики мантийного клина, заметно возрастая в зонах растяжения.

Авторы крайне благодарны А.Колоскову, Г.Флерову, О.Волынцу, К.Ойстерхуз, П.Плечову и А.Максимову за продуктивное обсуждение материала и помощь в течение полевых работ. Эта работа была поддержана проектами DFG Wo362/15-1+2, INTAS No. 94-3129, грантами DFG-РФФИ No. 98-05-04103 и 00-0504000 и фондом Фольксвагена.

Список литературы

Авдейко Г.П., Антонов А.Ю., Волынец О.Н., Цветков А.А.. Подводный вулканизм и зональность Курильской островной дуги. Москва: Наука, 1993. 528 с.

Балеста, С.Т.. Строение земной коры и магматические очаги областей современного вулканизма Камчатки // Действующие вулканы Камчатки. М.: Наука, 1991. С.36-45.

Волынец О.Н., Успенский В.С., Аношин Г.Н., Валов М.Г., Патока М.Г., Пузанков Ю.М., Ананьев В.В., Шипицын Ю.Г.. Эволюция геодинамического режима магмообразования на Восточной Камчатке в позднем кайнозое (по геохимическим данным) // Вулканология и сейсмология. 1990. N 5. С.14-27.

Горельчик В.И., Гарбузова В.Г., Дрознин Д.В., Левина В.И., Фирстов П.П., Чубарова О.С., Широков В.А.. Вулкан Шивелуч: глубинное строение и прогноз извержения по данным детальной сейсмичности 1962-1994 гг. // Вулканология и сейсмология. 1996. .N 4-5. С.54-76.

Цветков А.А., Гладков Н.Г. , Волынец О.Н.. Проблема субдукции и изотоп 10Be в лавах Курильско-Камчатской островной дуги // Докл. АН СССР. 1989. Т.306. N5. С.1318-1322.

Ayers J.. Trace element modeling of aqueous fluid - peridotite interaction in the mantle wedge of subduction zones // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1998. V.132. P.390-404.

Brenan J.M., Shaw H.F., Ryerson F.J., Phinney D.L. Mineral-aqueous fluid partitioning of trace elements at 900 degrees C and 2.0 GPa; constraints on the trace element chemistry of mantle and deep crustal fluids // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1995. V.59. P.3331-3350.

Bureau H., Keppler H.. Complete miscibility between silicate melts and hydrous fluids in the upper mantle; experimental evidence and geochemical implications // Earth and Planetary Science Letters 1999. V.165. P. 187-196.

Churikova T., Dorendorf F, Wцrner G. Sources and fluids in the mantle wedge below Kamchatka, evidence from across-arc geochemical variation // Journal of Petrology 2001a.. In revision.

Churikova T, Wцrner G, Kronz A, Plechov P. S, Cl and F in olivine melt inclusions from mafic arc rocks in Kamchtka. EUG 11. Strasbourg: Terra Abstracts. 2001b. In press.

Dorendorf F., Wiechert U., Wцrner G.. Hydrated sub-arc mantle: a source for the Kluchevskoy volcano, Kamchatka/Russia // Earth and Planetary Science Letters. 2000a. V.175. P.69-86.

Dorendorf F., Churikova T., Koloskov A.., Wцrner G. Late Pleistocene to Holocene activity at Bakening volcano and surrounding monogenetic centers (Kamchatka): volcanic geology and geochemical evolution // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 2000b. December.

Gill J.B.. Orogenic andesites and plate tectonics. Berlin: Springer, 1981. 358 p.

Gorbatov A. V.. Sismicidad y estructura de la zona de subduction de Kamchatka. Ph.D. // Thesis, Instituto de Geofisica, UNAM, Mexico, 1997. P.144.

Hochstaedter A.G., Kepezhinskas P., Defant M., Drummond M., Koloskov A.. Insights into the volcanic arc mantle wedge from magnesian lavas from the Kamchatka Arc // Journal of Geophysical Research, B, Solid Earth and Planets. 1996. V.101. P.697-712.

Hofmann, A.W.. Chemical differentiation of the Earth; the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. In: Welin, E. (ed.) Isotope geochemistry; the Crafoord symposium // Earth and Planetary Science Letters. 1988. Amsterdam: Elsevier. P.297-314

Kersting A.B., Arculus R.J. Pb isotope composition of Klyuchevskoy Volcano, Kamchatka and North Pacific sediments; implications for magma genesis and crustal recycling in the Kamchatkan arc // Earth and Planetary Science Letters. 1995. V.136. P.133-148.

Leeman W, Wцrner, Churikova T., Tonarini S., Heuser A.. Boron and Fluid-Mobile Element (FME) Fluxes Across Kamchatka. EUG 11. Strasbourg: Terra Abstracts. 2001. In press.

McCulloch M.T. & Gamble, A.J.. Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism. Earth and Planetary Science Letters. 1991. V.102. P.358-374.

Miller D.M., Goldstein S.L. , Langmuir C.H. Cerium/ lead and lead isotope ratios in arc magmas and the enrichment of lead in the continents. Nature (London). 1994. V.368. P.514-520.

Noll P.D. Jr., Newsom H.E., Leeman W.P. & Ryan J.G.. The role of hydrothermal fluids in the production of subduction zone magmas; evidence from siderophile and chalcophile trace elements and boron // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1996. V.60. P.587-611.

Pearce, J.A.. Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Hawkesworth, C.J. & Norry, M.J. (eds) Continental basalts and mantle xenoliths; papers prepared for a UK Volcanic Studies Group meeting at the University of Leicester. Nantwich: Shiva Publ., 1983. P.230-249.

Pearce J.A. , Parkinson I.J. Trace element models for mantle melting; application to volcanic arc petrogenesis // Prichard H.M., Alabaster T., Harris N.B.W. , Neary C.R. (eds) Magmatic processes and plate tectonics. Geological Society Special Publications. London: Geological Society of London, 1993. P.373-403.

Plank T., Langmuir C.H. An evaluation of the global variations in the major element chemistry of arc basalts // Earth and Planetary Science Letters 1988. V.90. P.349-370.

Schmidt M.W. , Poli S.. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc magma generation // Earth and Planetary Science Letters. 1998. V.163. P.361-379.

Shibata T., Nakamura E. Across-arc variations of isotope and trace element compositions from Quaternary basaltic volcanic rocks in northeastern Japan; implications for interaction between subducted oceanic slab and mantle wedge // Journal of Geophysical Research, B, Solid Earth and Planets. 1997. V.102. P.8051-8064.

Stolper E., Newman S. The role of water in the petrogenesis of Mariana Trough magmas. Earth and Planetary Science Letters. 1994. V.121. P.293-325.

Sun S.S., McDonough W.F.. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes // Saunders A.D., Norry M.J. (eds) Magmatism in the ocean basins. Geological Society Special Publications. London: Geological Society of London, 1989. P.313-345.

Tatsumi Y., Eggins S. Subduction zone magmatism. Frontiers in earth sciences. Cambridge: Blackwell Science. 1995.

Tatsumi Y., Kogiso T., Hohda, S.. Formation of a third volcanic chain in Kamchatka; generation of unusual subduction-related magmas // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1995. V.120. P.117-128.

Todt W., Cliff R.A., Hanser A., Hofmann A.W. 202Pb-205Pb spike for Pb isotope analysis // Terra Cognita . 1984. V.4. P.209.

Tribuzio R., Messiga B., Vannucci R., Bottazzi P. Rare earth element redistribution during high-pressure-low-temperature metamorphism in ophiolitic Fe-gabbros (Liguria, northwestern Italy); implications for light REE mobility in subduction zones // Geology (Boulder). 1996. V.24. P.711-714.

Yogodzinski G. M., Lees J. M., Churikova T. G., Dorendorf F., Wцrner G., Volynets O.N. Slab edge geochemical effects on arc magmatism and the torn Pacific Plate beneath Kamchatka and the Western Aleutians // Nature. 25 January, 2001.