: к проблеме состава и генезиса переходного слоя "коро-мантийной смеси" в островодужных системах.

Колосков А.В., Пузанков М.Ю., Пирожкова Е.С

Проведено обобщение обширных геолого-петрографических, минера-логических, а также изотопно-геохимических материалов, полученных авторами при многолетних исследованиях ультраосновных включений в вулканитах Камчатки. По особенностям вещественного состава эти включения подразделяются на ассоциации: дунит-гарцбургитовую с минимальным развитием верлитов и пироксенитов; дунит-пироксенитовую и гарцбургит-верлитовую с подчиненной ролью "зеленых" и "черных" пироксенитов. Первые две ассоциации развиты среди вулканитов островодужного типа. Причем ксенолиты первой ассоциации встречаются исключительно на толеитовых вулканах фронтальной зоны (Авачинский, Кроноцкий), а второй - характерны для проявлений известково-щелочного и субщелочного вулканизма на вулканах промежуточной зоны (Шивелуч, Харчинский, Ключевской). Третья ассоциация присутствует в связи с базальтоидами внутриплитного геохимического типа (район вулкана Бакенинг, Ичинский вулкан. Породы всех трех ассоциаций четко различаются по своему минералогическому, а также изотопно-геохимическому составу. При этом ультрамафиты первой ассоциации близки по составу к породам плутонических альпинотипных ультрабазитов верхнемелового-палеогенового возраста, широко развитых в пределах восточной Камчатки. Ксенолиты второй ассоциации сходны по составу с верхнемеловыми-палеогеновыми гипербазитами дунит-верлит-пироксенитовой серии в составе вулкано-плутонической формации пород повышенной щелочности Валагинского и Срединного хребтов Камчатки. 

Фациальный анализ этих ксенолитов свидетельствует о том, что они образовались на сравнительно малых глубинах, занимая промежуточное положение между верхнемантийными и нижнекоровыми образованиями. Тонкие, но достаточно существенные минералогические и геохимические различия наблюдаются между ксенолитами ультрамафитов и плутоническими гипербазитами. Ряд особенностей вещественного состава (наличие первичных расплавных включений в шпинелях из ксенолитов гарцбургитов Авачинского вулкана и в клинопироксенах из пироксенитов вулкана Шивелуч, минералогическая зональность многих ксенолитов) свидетельствует о том, что эти породы изначально имеют магматическое происхождение. 

Таким образом, ксенолиты ультрамафитов являются плутоническими аналогами вулканитов. Они представляют из себя одну из составляющих переходного слоя между корой и мантией, в котором располагается большинство первичных очагов вулканов. Для верхнемелового-палеогено-вого времени подобную роль играли массивы плутонических гипербазитов, выведенные в настоящее время на земную поверхность.

Введение 

Ксенолиты ультраосновных пород в Камчатских базальтоидах широко распространены и детально изучены [3,15,32,33]. Нерешенной, однако, остается проблема генезиса этих образований, а также вопрос о том, какое место они должны занимать в петрологических моделях. Во многих петрологических построениях [11,20,21] ультраосновные включения в камчатских вулканитах традиционно используются для реконструкции состава мантийного субстрата. Фациальный анализ этих образований [15,18,44] свидетельствует, однако, о том, что они характеризуются гораздо меньшими глубинами своих минеральных равновесий, чем это предполагается в петрологических моделях для "продуктивного" мантийного слоя в островодужных системах. Эти глубины соответствуют положению так называемого переходного слоя между корой и мантией, детально изученного на ряде полигонов Камчатки [2,10]. В районе Ключевской группы вулканов он располагается на глубинах от 30 до 40 км, а в районе Авачинской группы - от 20 до 30 км. Хотя этот слой хорошо изучен геофизиками, по поводу его происхождения и особенностей вещественного состава мнения исследователей не однозначны. Одни из них [10] рассматривают его как часть базальтового слоя Земли, а его отличительные сейсмические и плотносные характеристики связывают с наличием многочисленных силлов базит-гипербазитового состава. Другие исследователи [2] считают, что помимо базальтовой составляющей существенную роль в его составе занимает разуплотненная мантия. Наличие в переходном слое высоких скоростей продольных сейсмических волн (V=7,8-7,9 км/сек) хорошо обьясняется присутствием перидотитового материала. Является ли этот материал реститом при выплавлении базальтовых расплавов из мантийного субстрата или имеет магматическое происхождение? Решение этого вопроса, вероятно, тесно связано с проблемой ультраосновных включений. Детальное ее рассмотрение может дать дополнительную аргументацию для понимания особенностей происхождения и эволюции переходного слоя от коры к мантии. При построении вещественных моделей "коро-мантийной смеси" в некоторых континентальных регионах используются данные о составе пироксенит-базитовых нодулей "черной серии" в базальтоидах [22]. Посмотрим, какую информацию в этом плане можно извлечь при изучении включений ультрамафитов в базальтоидах Камчатки.

1. Геологическое положение, типовой набор и ассоциации включений.

Рис. 1

Ксенолиты базит-гипербазитового состава, как магматического, так и метаморфического облика широко распространены на вулканах Восточного вулканического пояса, южной Камчатки , Центральной Камчатской депрессии . Во многих работах было показано, что состав включений находится в тесной зависимости от состава вмещающих пород, их сериальной или типовой принадлежности [4,15,17,18,24,26]. Наиболее существенные отличия ультраосновных ксенолитов наблюдаются при сравнительном рассмотрении их ассоциаций в связи с вулканитами островодужного и внутриплитного геохимических типов [18]. Вулканиты островодужного типа содержат включения разнообразных габброидов, амфиболитов, кристаллических сланцев, а также ультрамафитов, доля которых обычно не превышает 10-15%. Они широко распространены на вулканах Ключевской группы (Шивелуч, Заречный, Харчинский, Ключевской, Безымянный, Зимины, Удины), изучены на Авачинском и Кроноцком вулканах. Помимо собственно островодужных вулканитов на Камчатке, как и в некоторых других развитых островодужных сис-темах, проявился особый тип вулканических пород, который по своим петрографическим и геохимическим признакам сходен с внутриплитными базальтоидами, но отличается рядом особенностей (пониженные концентрации высокозарядных элементов, а также боее низкие La/Yb отношения). Он рассматривается в качестве внутриплитного геохимического типа в островодужных системах [4,18]. Базальтоиды этого типа также содержат включения верлитов, пироксенитов, дунитов и очень редко гарцбургитов и габброидов. Метаморфические породы в ассоциации с вулканитами этого типа не встречаются. Подобного рода включения встречены в районах вулканов Бакенинг, Ичинский, в покровных базальтах Валагинского хребта, а также в отдельных конусах и потоках на Чукотке и в Корякии [15,18]. 

Детальный анализ материалов с учетом новейших данных позволил выявить среди включений ультрамафитов три ассоциации. 

1. Дунит-гарцбургитовую с подчиненной ролью верлитов и пироксенитов. Совместно с ними встречаются ксенолиты габброидов, кортландитов и горнблендитов, а также слабо метаморфизованных пород мелового фундамента.

2. Дунит-верлит-пироксенитовую, в которой резко преобладают амфиболсодержащие пироксениты. Сопровождаются ультрамафиты амфиболовыми габброидами, амфиболсодержащими кристаллическими сланцами и гнейсами. 

3. Верлит-пироксенитовую, в которой преобладают верлиты, "зеленые" и "черные" пироксениты. Встречаются одиночные ксенолиты гарцбургитов и габброидов. Породы меланократового фундамента отсутствуют. 

Как видно на схеме (рис.1 ), первая ассоциация ультрамафитов распространена исключительно на вулканах фронтальной зоны, вторая выявлена среди вулканитов Центральной Камчатской депрессии. Присутствие третьей ассоциации отмечается для некоторых вулканических проявлений различных регионов полуострова, включая и тыловую область. Характерно, что зональность в распространении ассоциаций ксенолитов повторяется в особенностях пространственного распространения сходных по составу пород формационных типов плутонических гипербазитов мелового фундамента островодужной системы. Первые две ассоциации ксенолитов распространены в связи с островодужным типом базальтоидов. Третья ассоциация характерна для вулканитов внутриплитного геохимического типа. 

Перейдем теперь к рассмотрению конкретных районов проявления этих образований.

1. Включения ультрамафитов в вулканитах островодужного типа.

Рис 2

Авачинский вулкан располагается в ряду среднеплейстоцен-голоценовых вулканов, образующих цепь северо-западного простирания [12]. С одной стороны, вулканами Авачинской группы на юго-востоке Камчатки начинается Восточный вулканический пояс, а с другой - его можно рассматривать в качестве крайнего юго-восточного звена поперечной цепи активных вулканов Авачинско-Корякско-Бакенингской вулканической зоны. Базит-гипербазитовые ксенолиты здесь известны давно и хорошо изучены [13,16,23,33]. Находки включений наиболее часты среди пемзово-шлаковой пирокластики, возраст которой датируются 4 и 5 тыс. лет. (C14) [37]. Размер отдельных блоков включений гарцбургитов доходит здесь до 50-60 см. В меньшем количестве и меньших размеров (1-3 см) ультраосновные ксенолиты встречаются в андезито-базальтах потоков 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. Ксенолитсодержащие вулканиты в целом принадлежат к низкокалиевой островодужной вулканической серии, но широко варьируют по содержанию кремнезема и по магнезиальности пород. Они обладают типичными для подобных серий геохимическими характеристиками (обеднены Rb, Ba, Sr, Zr, Hf и обогащены Cr) при близкой калиевой щелочности и магнезиальности по сравнению с толеитовыми базальтами континентальных и океанических областей. В состае включений преобладают разнообразные габброиды, кортландиты, зеленокаменно измененные орто- и парапороды мелового фундамента. Доля пород ультраосновного состава не превышает 10-15%. Преобладают (90-95%) включения гарцбургитов с переходом к энстатитсодержащим дунитам и лерцолитам, реже встречаются верлиты, ортопироксениты, вебстериты. По внешнему виду породы довольно однообразны: отдельные крупные (от 2-3 до 5-6 мм) кристаллы голубовато-зеленого высокомагнезиального (Fo=88-91) оливина и желтовато-зеленого энстатита (En=91-92) погружены в белесый средне- или мелкозернистый существенно оливиновый агрегат. В нем встречаются отдельные зерна хромистого диопсида, а также хромистой (вплоть до пикотита) шпинели. В некоторых ксенолитах присутствует бесцветный обычно интерстициальный амфибол паргаситового ряда и очень редко - плагиоклаз (An=72-73,5) в виде мелких зерен в промежутках между кристаллами оливина. Было встречено также несколько образцов гарцбургитов с крупными (до 3-4 мм) кристаллами шпинели в среднезернистом оливин-пироксеновом агрегате. Шпинель этих гарцбургитов содержит многочисленные мелкие (от 20-30 до 100 мк) округлые микровключения. Одни из них содержат минералы-узники: клино- и ортопироксены, реже оливин, участки стекла, а также реликты флюидной фазы в виде темного пузырька (рис.2 , а, б). Другие микровключения кроме стекла и флюидной фазы характиризуются наличием вторично образованных дочерних минералов - пироксенов и оливина (рис.2 , в). По своей морфологии и особенностям состава эти микровключения сходны с расплавными включениями в минералах вулканических пород, изучение которых интенсивно проводится в последние годы [25,29]. Подобные микровключения в крупных зернах клинопироксена были обнаружены также в одном из образцов верлитов. Структуры большинства образцов гарцбургитов протогранулярные, бластопорфировые, иногда эквигранулярные с приближением к роговиковым. Широко проявлены катаклаз и перекристаллизация, так что некоторые разности напоминают типичные роговики. В отдельных случаях отмечены полосы и прожилки, выполненные мелкозернистым существенно оливиновым агрегатом или, наоборот, крупнозернистым пегматоидным диопсидом и энстатитом. Существует представление, что эти пегматоидные образования имеют инфильтрационно-метасоматическое происхождение [32]. На контакте с вмещающими вулканитами гарцбургиты содержат черную оторочку размером до 3-4 мм. Обычно эта оторочка имеет мономинеральный состав и представлена амфиболом паргаситового ряда. Иногда встречаются оторочки верлитового или верлит-кортландитового состава. Верлиты, кортландиты и горнблендиты присутствуют также в виде отдельных образцов ксенолитов размером до 8-10 см. Это черная существенно клинопироксеновая или амфиболовая порода, содержащая от единичных зерен до 10-15% желтоватого относительно железистого оливина (Fo=75-80). 

Современный Ключевской вулкан 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 [12]. В обоих типах пород встречаются ксенолиты оливинитов, гарцбургитов, пироксенитов, а также габброидов, однако в глиноземистых базальтах их значительно меньше. Подробное петрографическое описание различных типов ксенолитов проведено Б.И.Пийпом [27]. Среди ксенолитов преобладают включения размером до 2,5-3 см мелкозернистых перекристаллизованных гарцбургитов. Кроме того, встречено несколько образцов зеленых пироксенитов, а также мегакристов диопсида 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. В одном из образцов был обнаружен прожилок (шириной около 500 мк) титанистого гастингсита, железистость которого в центральной части прожилка в 2 раза выше, чем в краевой части. Ранее присутствие амфибола подобного состава отмечалось [5] в вебстеритах этого вулкана. Контакты ксенолитов с вмещающей породой всегда четкие, резкие, без видимых преобразований или новообразований.

Плейстоценовый Харчинский 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. Ксенолиты были изучены в дайке, которая располагается в северо-западном борту вершинной кальдеры вулкана и имеет простирание на восток-северо-восток. Мощность ее 4-5 м, прослежена по простиранию на расстоянии 100-150 м. Сложена она субафировыми биотит-амфиболовыми субщелочными базальтами повышенной магнезиальности. Ксенолиты в этой дайке достаточно обильны, размер их колеблется от нескольких мм до 10-12 см. По составу они распределяются следующим образом: 1) дуниты, гарцбургиты, лерцолиты - до 70%; 2) зеленые пироксениты - 30%; 3) амфиболовые пироксениты, кортландиты - единичные образцы. Первую группу включений характеризует обычный четерехминеральный парагенезис: умеренно магнезиальные оливин и ортопироксен, хромистый диопсид, широко варьирующая по составу шпинель. В некоторых образцах гарцбургитов был обнаружен интерстициальный амфибол паргаситового ряда с высоким содержанием Cr2O3 (до 1,8%), а в перекристаллизованном гарцбургите - мелкое зерно титано-магнетита. В ксенолитах пироксенит-кортландитового состава помимо преобладающего клинопироксена или амфибола присутствует ортопироксен и оливин, а также шпинель и магнетит. Амфибол здесь представлен низко хромистым паргаситом. В участках интенсивной перекристаллизации было обнаружено несколько зерен полевых шпатов. Это почти чистый анортит (An=96%) в кортландите, зональный битовнит (An77-48) и зерно ортоклаза в пироксените.

Шивелуч является одним из самых крупных активных стратовулканов Камчатки. Располагается он в северной части Центральной Камчатской депрессии. В составе пород преобладают амфиболсодержащие андезиты и андезито-базальты, относящиеся к умеренно калиевой известково-щелочной серии [12]. Ксенолиты чаще всего встречаются в отложениях пирокластических потоков и взрывных отложениях, реже в породах экструзий и даек и очень редко в лавовых потоках. Размеры ксенолитов от 1-2 до 20-25 см. Оценка характера распространенности различных типов включений [12] дает следующие результаты: амфиболсодержащие кристаллические сланцы и амфиболиты (до 33% выборки), амфиболовые и амфибол-пироксеновые диориты и габбро-диориты "гомеогенного" типа (до 27%), амфиболовые и амфибол-пироксеновые габброиды (до 25%), амфиболовые пироксениты (около 6-10%), дуниты и гарцбургиты (не более 1-1,5%).

Преобладающим типом пород ультраосновной ассоциации являются в различной степени амфиболитизированные клинопироксениты. Их облик обычно определяется грубозернистым агрегатом клинопироксена, проросшего темными кристаллами амфибола. Однако встречаются и не содержащие амфибол разности пироксенитов. В некоторых образцах пироксен содержит лишь мелкие включения зерен амфибола, но характеризуется наличием многочисленных мелких микровключений довольно кислого стекла и кварца. В центральной части одного из ксенолитов пироксенита было обнаружено белесое мелкозернистое обособление (размером несколько сантиметров), сложенное относительно железистым ортопироксеном (En=81). Преобладающим типом амфиболов является обыкновенная роговая обманка, паргасит встречается во внутренних частях ксенолитов в виде пойкилитовых или интерстициальных образований. Этот тип включений характеризуется отсутствием шпинели, по границам зерен встречаются мелкие образования хромистых магнетитов. В ряду наиболее магнезиальных пород - дунитов-гарцбургитов-вебстеритов первые преобладают. Облик всего ряда пород определяется наличием желтоватого мелкозернистого существенно оливинового агрегата с примесью пироксенов и единичными зернами шпинели. Вебстериты характеризуются возросшей ролью ортопироксена, главным образом за счет оливина. В некоторых дунитах и вебстеритах, в основном в зонах перекристаллизации, появляется амфибол паргаситового ряда, а также флогопит. В одном из образцов гарцбургита были обнаружены мелкие зерна хромистого титано-магнетита в виде микровключений в клинопироксене.

Ксенолиты нередко несут следы перекристаллизации и частичного плавления. Вокруг них на границе с вмещающей породой иногда наблюдаются контактово-реакционные оторочки амфибола или амфибол-плагиоклазовых пород, а вокруг некоторых ксенолитов дунитов или гарцбургитов - маломощные (не более 1-2 мм) каемки столбчатых (поперек контакта) кристаллов ортопироксена.

2. Ультраосновные включения в базальтах внутриплитного геохимического типа.

Район 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 активного вулкана Бакенинг помимо миоцен-плиоценовых вулканогенно-обломочных пород обычного для островных дуг известково-щелочного типа (паратунская свита и алнейская серия) встречаются реликтовые останцы покровов субафировых субщелочных базальтов и андезито-базальтов позднеплиоценового или раннечетвертичного возраста. От обычных островодужных вулканитов эти базальты отличаются повышенной титанистостью, а также более высокими концентрациями высокозарядных элементов (Zr, Nb, Ta), и также повышенным La/Yb отношением. Включения ультрамафитов были обнаружены здесь в нескольких потоках субщелочных базальтов и андезито-базальтов мощностью около 15-20 м в нижней части разреза покровных образований с общей мощностью порядка 60-100 м. Включения размером от нескольких мм до 10-15 см достаточно обильны (в некоторых местах на 1 кв2 приходится от 5 до 10 ксенолитов) и состав их своеобразен. 

Резко преобладает (до 90-95%) группа "зеленых" ксенолитов: верлитов, пироксеновых дунитов, оливинсодержащих клинопироксенитов, единичных гарцбургитов. В этой группе наиболее обычны средне- и крупнозернистые оливин-клинопироксеновые срастания с варьирующим содержанием компонентов. Они либо не содержат ортопироксена, либо он появляется только в структурах распада. Такой же ортопироксен обычен и в оливинсодержащих клинопироксенитах. Только в единичных образцах ортопироксен присутствует в качестве самостоятельной, конкурирующей с оливином и клинопироксеном фазы. Полностью отсутствуют лерцолитовые, габброидные, также ксенолиты метаморфических пород. Встречаются образования сложного состава, когда ядро представлено гарцбургитом, а оторочка ортопироксенитом. Единичные зерна интерстициального амфибола относятся к обыкновенной роговой обманке. 

Обнаружены также (5-10%) "черные" пироксениты. Нередко они содержат небольшое количество ортопироксена (в структурах распада и в виде мелких зерен), иногда единичные зерна оливина и титанистого паргасита.  

Ксенолиты сопровождаются обычным набором ксенокристов (оливин, титан-авгит, шпинель, плагиоклаз), но очень мелких - не более первых мм, хотя отдельные кристаллы плагиоклаза достигают 2-3 см.

2. Особенности вещественного состава ультраосновных ксенолитов.

1. Валовый состав и геохимические особенности ксенолитов.

В таблице 1 представлены валовые составы пород включений. Дуниты и гарцбургиты ксенолитов вулканов Шивелуч и Харчинский отличаются чрезвычайно низкими содержаниями Al2O3 и CaO по сравнению с аналогичными породами Авачинского вулкана (табл.1 , NN11,6 и 1-3). В этом они сходны с плутоническими дунитами Центральной Камчатки (табл.1 , N23). Однако, в лерцолитах и тем более в пироксенитах эти отличия нивелируются. По содержанию CaO некоторые гарцбургиты ксенолитов Авачинского вулкана (табл.1 , N3), близки к плутоническим гарцбургитам Восточной Камчатки (табл.1 , N22), но отличаются от них повышенной глиноземистостью. Повышенной железистостью и титанистостью характеризуются гарцбургиты района вулкана Бакенинг (табл.1 , N17). Пироксениты первых четырех вулканов имеют широко варьирующий состав и не отличаются друг от друга. Аномально высокими содержаниями Al2O3, TiO2 и Na2O при пониженной кальциевости характеризуется один из амфиболитизированных пироксенитов Шивелуча (табл.1 , N16). По ряду характеристик он приближается даже к составу черных пироксенитов района вулкана Бакенинг (табл.1 , NN20,21). Пироксениты этого района составляют особую группу. Обычно они отличаются повышенной железистостью, высокими содержаниями Al2O3, TiO2 и Na2O (особенно - в некоторых "черных" пироксенитах), низкими значениями для SiO2 и CaO. Плутонический пироксенит Центральной Камчатки (табл.1 , N24) при высокой магнезиальности (такой же как в ксенолитах гарцбургитов) обладает низкой глиноземистостью и натровостью, но повышенной кальциевостью. 

Данные о редкоэлементном составе рассматриваемых пород представлены в таблице 2 . Уменьшение магнезиальности ксенолитов обычно сопровождается возрастанием концентраций Zr, Y, Sr, V, Sc и уменьшением Ni, Co, Cr. Однако встречаются и аномальные образцы. Например, резко повышенными концентрациями Ni, Co и V отличается интенсивно амфиболитизированный пироксенит Шивелуча (табл.2 , N16). Гарцбургиты Авачинского вулкана (табл.2 , NN1-3) по сравнению с дунитами и гарцбургитами вулканов Шивелуч и Харчинский (табл.2 , NN6,11) характеризуются повышенными концентрациями Ni, Cr, V, соизмеримыми с таковыми в альпинотипных гарцбургитах (табл.2 , N22). Содержания микрокомпонентов в плутоническом пироксените Центральной Камчатки (табл.2 , N24) близки к подобным концентрациям в наименее амфиболитизированном пироксените Шивелуча (табл.2 , NN 15).

2. Особенности состава минералов.

Рис. 3

Минералогические особенности ксенолитов гипербазитов в лавах Камчатских вулканов уже рассматривались в ряде публикаций [15,16,18,21,32,33,44]. Поэтому подробно остановимся на характеристике только наиболее информативных минералов - шпинелей и пироксенов. Минералы рассматриваемых включений были проанализированы с использованием рентгеновского микроанализатора "Camebax" в Институте вулканологии ДВО РАН (аналитик В.М.Чубаров), а также в Геттингенском университете (аналитик Т.Г.Чурикова).

Рис.4

 Шпинелиды. Ксенолиты ультрамафитов характеризуются наличием как собственно шпинелей, так и титано-магнетитов. Первые распространены в дунитах, гарцбургитах, верлитах всех трех ассоциаций, а также в пироксенитах, ассоциирующих с базальтоидами внутриплитного геохимического типа (район вулкана Бакенинг). Вторые встречаются преимущественно в пироксенитах дунит-верлит-пироксенитовой ассоциации. Кроме того, титано-магнетиты в виде минералов-узников в оливине были обнаружены в некоторых гарцбургитах Харчинского вулкана, а хромистые титано-магнетиты - в клинопироксенах из гарцбургитов вулкана Шивелуч. Составы шпинелей варьируют в широких пределах от глиноземистых герцинитов до хромистых пикотитов (табл.3 ). Обычно в ксенолитах одного и того же состава могут присутствовать несколько разновидностей шпинели. По размерности можно выделить три генерации этого минерала: 1)порфировидную (порфиробластовую?) с размером зерен до 3-4 мм, резко выделяющуюся на фоне средне - или мелкозернистого оливин-ортопироксенового агрегата (некоторые гарцбургиты Авачинского вулкана); 2) "акцессорную", зерна которой размером от долей мм до1-1,5 мм заполняют промежутки между образованиями других минералов; 3) реликтовую, заключенную в зернах других минералов (оливинов, клинопироксенов) или шпинелей более поздних генераций и имеющую размеры от 20-30 мк до 100-150 мк. Различаются составы минерала не только разных ассоциаций включений, но и различных генераций. Как видно на рисунке 3, поля фигуративных точек шпинелей из ксенолитов различных ассоциаций группируются в виде трех рядов, для каждого из которых с ростом железистости намечается тенденция перехода от более глиноземистых к менее глиноземистым шпинелям, титано-магнетитам и магнетитам. Первый ряд отражает изменение состава этого минерала в "черных" пироксенитах. Второй ряд характеризует эволюцию состава шпинелей в гарцбургитах и верлитах района Бакенинга и реликтовых герцинитов из ксенолитов Харчинского вулкана. Сюда же попадают также точки составов шпинелей из плутонических альпинотипных гипербазитов восточной Камчатки. Глиноземистые шпинели этих двух рядов проходят сравнительно простой путь эволюции. С ростом железистости минерала уменьшается количество глинозема и магния, увеличивается содержание железа, марганца и титана. При этом степень окисленности железа возрастает незначительно, либо даже уменьшается (табл.3 , NN13-14,25-32). Поэтому здесь проявляется главным образом замещение типа Al+3 Cr3.

Рис. 5

 Третий ряд эволюции образован полями хром-алюминиевых или хромистых шпинелей дунитов, гарцбургитов и вебстеритов, а также титано-магнетитами и магнетитами из пироксенитов вулканов Авачинский, Харчинский, Ключевской и Шивелуч. Сюда же попадают точки магнетитов из плутонических гарцбургитов. 

Картина изменения составов хромсодержащих шпинелей более сложная. В общем случае наблюдаются следующие закономерности. С ростом железистости минерала происходит уменьшение содержания в нем глинозема (рис.4 ), количество хрома при этом сначала возрастает, затем в области значений F/FM=45-60% стабилизируется и при дальнейшем возрастании этой характеристики резко падает (рис.5 ). Инверсия в поведении хрома отражается и в характере изменения глиноземистости минерала. Одновременно меняется и степень окисленности железа. Возрастание хромистости в шпинелях из авачинских гарцбургитов происходит на фоне уменьшения степени окисленности железа от 0,4-0,45 до 0,1-0,3 (табл.3, NN1-4). Резкое падение содержания Cr2O3 в шпинелях верлитов сопровождается возрастанием отношения Fe2O3/FeO до 0,9-1 (табл.3 , N7). В шпинелях из ксенолитов Шивелуча это отношение сначала убывает от 0,5 до 0,3, а затем резко возрастает до 1,1 при железистости около 65% и до 1,5 в хромистых магнетитах при F/FM=75-76%. Очевидно, здесь меняется характер замещения трехвалентных компонентов: на ранней стадии при низкой активности кислорода оно происходит преимущественно по схеме Al+3 Cr+3 , а затем в связи с возрастанием окисленности шпинели по схеме Cr+3 Fe+3 и в меньшей степени для Al и трехвалентного железа. В "доинверсионной" шпинели содержание титана очень низкое и значительно возрастает при уменьшении хромистости и росте отношения Fe2O3/FeO, особенно в титано-магнетитах (табл.3, NN7,9,10,16,17,22-24). Содержание MgO во всех случаях уменьшается с ростом железистости минерала.

Рис. 6

 Попытаемся теперь разобраться в столь сложном вопросе о том, какие причины вызывают изменение состава шпинелей. Прежде всего, необходимо помнить, что наблюдаемые на рис.3 ряды, в первую очередь, отражают характер изменения состава минералов при переходе от фации шпинелевых лерцолитов (поле шпинелей из ксенолитов в базанитах Вьетнама в верхней части диаграммы) к условиям оливин-плагиоклазового равновесия. Подобного рода преобразования шпинелей подробно были изучены одним из авторов настоящей статьи [15]. На рис.4 и 5 показан характер изменения глиноземистости и хромистости шпинелей из лерцолитов Вьетнама при их декомпрессионной перекристаллизации вплоть до плавления образца ксенолита. Переход от центральных, практически неизмененных частей зерен, к краевой каемке и далее - к обособленной, расположенной уже в стекле реликтовой или новообразованной фазе в этих ксенолитах сопровождается уменьшением глиноземистости и возрастанием хромистости минерала. Одновременно возрастает содержание TiO2 (от 0,01-0,3 до 0,9-1,0%) и степень окисленности железа (от 0,1 до 0,5). Такой путь эволюции можно предположить для обьяснения особенностей изменения состава шпинелей первых двух рядов на рис.3 , а также для наиболее глиноземистых шпинелей Шивелуча (с изменением содержания Al2O3 от 34 до 24%, рис.4 ), если сравнивать их с менее глиноземистыми и более хромистыми генерациями (табл.3 , NN18,19). Связаны ли тренды изменения составов всех "доинверсионных" шпинелей с их декомпрессионной перекристаллизацией? Например, поля составов этого минерала в авачинских гарцбургитах также характеризуются уменьшением глиноземистости и возрастанием хромистости по мере увеличения его железистости (рис.6 и 7 ) Зональность большинства зерен шпинелей здесь, однако, принципиально другая, чем это проявлено в минералах вьетнамских ксенолитов. Она идет "от стекла", а не "к стеклу", как в случае с вьетнамскими шпинелями. Такая зональность не могла образоваться в результате декомпрессионной перекристаллизации и плавления ксенолитов. Практически весь ряд генераций шпинелей авачинских гарцбургитов содержит многочисленные округлые микровключения частично раскристаллизованного и закаланного с образованием силикатных стекол материала. Судя по их морфологии, характеру распространенности и составу мы имеем здесь дело с первичными расплавными включениями. Тренд изменения составов шпинелей, содержащих эти включения, и их зональность в общих чертах согласуются с общим трендом эволюции этого минерала в большинстве авачинских гарцбургитов. Следовательно, этот тренд характеризует изменение составов минерала в ходе его магматической кристаллизации. Возрастание глиноземистости и уменьшение хромистости здесь сопровождается некоторым увеличением степени окисленности железа (от 0,1 до 0,4-0,5) и возрастанием содержания MgO в минерале. Как правило, величина отношения Fe2O3/FeO обратно коррелируется с величиной содержания MgO в шпинелях. Возрастание этого отношения с ростом железистости минерала обычно обьясняется понижением температуры и возрастанием фугитивности кислорода fO2. В данном случае мы имеем дело либо с повышением температуры, либо с внедрением новой порции более магнезиального расплава. Сходные с только что рассмотренными тренды наблюдаются также для некоторых "доинверсионных" шпинелей в гарцбургитах Шивелуча и Ключевского вулкана (рис.4 и 5). Этим доказывается и здесь возможная изначально магматическая природа некоторых наиболее ранних генераций этого минерала. Возвращаясь опять к рис.6 , можно заметить присутствие среди авачинских шпинелей небольшого числа генераций с обратной по отношению к общему тренду зональностью по глинозему. Анализ поведения хрома при этом показывает (рис.7 ), что зональность эта бывает двух типов. В одном случае уменьшение глиноземистости сопровождается возрастанием хромистости минерала. Отношение Fe2O3/FeO при этом немного уменьшается от 0,48 до 0,36, и состав шпинели стремится приблизиться к наиболее хромистым и наименее глиноземистым генерациям этого минерала в интенсивно перекристаллизованных ксенолитах с роговиковой текстурой (табл.3 , N6). Степень окисленности железа здесь также сравнительно невысокая 0,40-0,47. Это относительно "сухой" путь вторичной перекристаллизации рассматриваемого минерала. Второй тип зональности характеризуется тем, что уменьшение глиноземистости шпинели сопровождается падением содержания хрома и значительным возрастанием степени окисленности железа от 0,39 до 0,95. Это относительно "мокрый" путь вторичной перекристаллизации минерала. Только в этом случае составы шпинелей ксенолитов приближаются к составам подобных минералов альпинотипных гипербазитов. Последние, правда, при этом имеют степень окисленности железа не более 0,2. Второй тип зональности авачинских шпинелей, с тем же уровнем нарастания степени окисленности железа, характерен для всех постинверсионных шпинелей, широко представленных среди высокомагнезиальных ксенолитов на вулкане Шивелуч, встречающихся на Харчинском и Ключевском вулканах. Такой тип зональности обычно наблюдается в шпинелях при падении температуры и увеличении фугитивности кислорода. Эта зональность может быть первичной, образовавшейся при росте шпинели из расплава, либо быть связанной с процессами перекристаллизации этого минерала при меняющейся физико-химической обстановке. Несколько слов следует сказать в отношении акцессорных шпинелей, которые были встречены в одной из пироксенитовых жил, секущих авачинский гарцбургит (табл.3 , N5).

Рис.7

По сравнению с "магматическими" шпинелями, содержащими расплавные включения, шпинели из жилы несколько обеднены Al2O3 и характеризуются повышенной степенью окисленности железа (0,4-0,5), так же, как и шпинели гарцбургитов с роговиковой структурой (табл.3 , N 6). Таким образом, жильные шпинели весьма схожи с теми генерациями рассматриваемого минерала, которые испытали "мокрый" путь вторичной перекристаллизации. 

Клинопироксены. Являются также сквозными минералами почти во всех типах включений. Содержание его в зависимости от типа породы колеблется от единичных зерен до 99-100%. В наиболее распространенных среди магнезиальных разностей ксенолитов - гарцбургитах на долю этого минерала приходится не более 3-5%. В единичных образцах лерцолитов содержание его повышается до 5-6%, а в некоторых интенсивно перекристаллизованных разностях с роговиковыми структурами клинопироксен исчезает совсем. Преобладающим минеральным видом является диопсид, и только некоторые наиболее железистые пироксениты района Бакенинга представлены титан-авгитом. Как видно из таблицы 4 , состав клинопироксена в первую очередь зависит от состава вмещающей породы. Так, наиболее магнезиальные генерации этого минерала обычно присутствуют в гарцбургитах и магнезиальных вебстеритах, а наиболее железистые, как правило, - в пироксенитах и верлитах. Исключение составляют жилы пироксенитов в Авачиских гарцбургитах, которые характеризуются весьма магнезиальным пирок-сеном (табл.4 , NN4 и 8). С ростом железистости минерала обычно увеличивается его глиноземистость. Это наиболее общий признак, отклонение от которого свидетельствует о каких-то специфических условиях кристаллизации (или перекристаллизации) пироксена. Например, общее возрастание глиноземистости клинопироксенов в ряду Авачинских ксенолитов (табл.4 , NN1-14) нарушается в сторону более низких значений для жильных пироксенитов (табл.4 , NN4 и 8). Аномально низкая глиноземистость сопровождается здесь уменьшением содержания Cr, а в одном из образцов (табл.4 , N4) - резким возрастанием содержания Ca. Высокая магнезиальность, наряду с пониженной глиноземистостью свидетельствуют о том, что главным механизмом образования жильных пироксенитов, скорее всего, была вторичная собирательная перекристаллизация гарцбургитов. При этом анализ изотопных характеристик [19] указывает на то, что в некоторых образцах (табл.4 , N8) этот процесс сопровождался флюидным метасоматическим обогащением. Аномально высокая глиноземистость и хромистость наблюдается в клинопироксенах дочерних генераций (табл.4 , N6 и 10), а также в тех пироксенах, которые образовались после шпинели-консерванта (табл.4 , N1 и 2). Это может быть связано с их резко пониженной железистостью и обусловлено теми же причинами, которые вызвали рост магнезиальности авачинских шпинелей на ранней, "магматической" стадии их эволюции.

Рис. 8

 В ряду клинопироксенов из ксенолитов Шивелуча последовательное нарастание глиноземистости с ростом железистости нарушается в сторону ее понижения для интенсивно амфиболитизированных пироксенитов (табл.4 , NN25-27 и 29), которые выделяются также более высоким содержанием Na2O и почти во всех образцах - CaO. Только в ксенолитах Ключевского вулкана изменение глиноземистости клинопироксенов по отношению к их железистости имеет бессистемный характер. 

Различия в составах этого минерала (в координатах Na-Al) и трендах его эволюции для ксенолитов разных ассоциаций можно видеть при рассмотрении рис.8 . Клинопироксены района Бакенинга характеризуются наибольшей натровостью и глиноземистостью, а также высокой титанистостью и пониженной кальциевостью (рис.8 , А; табл.4, NN30-34). Эволюция состава этого минерала заканчивается очень эффектным трендом в области его вторичной перекристаллизации, который характеризуется резким понижением глиноземистости при почти постоянной натровости. Для гарцбургитов и пироксенитов Шивелуча характерен довольно узкий интервал изменения содержания глинозема в клинопироксенах при значительных вариациях его натровости (рис.8 , Б). При этом эволюция большинства генераций происходит в сторону некоторого уменьшения глиноземистости, но резкого возрастания концентраций Na, особенно на границе с амфиболом. Эта тенденция наиболее ярко проявлена в пироксенитах, но намечается также и в гарцбургитах. Клинопироксены из ксенолитов Авачинского вулкана характеризуются в целом низкими содержаниями Na и варьирующими - Al (рис.8 , В и Г). Во многих образцах намечается прямая корреляционная зависимость между этими характеристиками. Зональность в авачинских клинопироксенах проявлена гораздо слабее, чем на Шивелуче. В гарцбургитах (рис.8 , В) она не отмечена вовсе. Однако, если минералы-узники в шпинели рассматривать в виде ранних генераций, а пироксены цементирующего шпинели агрегата - в качестве поздних генераций, можно наметить общий тренд эволюции этого минерала в гарцбургитах, который характеризуется уменьшением натровости и глиноземистости. Железистость минерала при этом уменьшается от 9,8-10 до 5,8%%. Сходный тренд, вероятно, проявлен и для пироксенов жильных пироксенитов. Отдельные образцы верлитов и вебстерита характеризуются обособленными полями составов клинопироксенов (рис.8 , Г). При этом наиболее натровые составы пироксенов наблюдаются в образце, содержащем расплавные и флюидные включения. Переход от генераций этого минерала, содержащих микровключения, к генерациям, где они обнаружены не были, в общем случае сопровождается уменьшением натровости, глиноземистости и железистости минерала. По сути дела, здесь наблюдается тот же тренд, что и в гарцбургитах. В таком случае клинопироксены вебстеритов отражают, вероятно, наиболее позднюю стадию эволюции этого минерала.

Ортопироксены. Магнезиальный энстатит является вторым по распространенности (после оливина) минералом гарцбургитов и дунитов. В виде единичных, но достаточно крупных (до 300 на 400 мк) кристаллов встречается также в верлитах и пироксенитах, чаще в ксенолитах Авачинского вулкана, очень редко на вулкане Шивелуч. Выделенный по убывающей магнезиальности ряд клинопироксенов (табл.4 ) в общих чертах повторяется и для ортопироксенов (табл.5 ), хотя эти вторые заметно более железистые. Содержание глинозема здесь в общем случае также прямо коррелируется с железистостью минерала. Нарушение этой закономерности в сторону понижения глиноземистости в ряду авачинских ксенолитов наблюдаетя для ортопироксенов жил, а также в образце интенсивно перекристаллизованного гарцбургита с роговиковой структурой (табл.5 , NN2,10,12). Для большинства этих генераций минерала (за исключением флюидно обогащенного образца P-1) отмечается также аномальное понижение хромистости. Этими особенностями лишний раз подчеркивается вывод о происхождении пироксенитовых жил в основном за счет вторичной перекристаллизации гарцбургитов. Аномально пониженной глиноземистостью, сопровождающейся возрастанием магнезиальности минерала, характеризуются также ортопироксены в участках интенсивной перекристаллизации из ксенолитов Харчинского вулкана и Шивелуча (табл.5 , NN18 и 21). Изменение содержания хрома при этом практически не наблюдается на фоне общего более низкого содержания этого компонента в ортопироксенах из ксенолитов этих вулканов. Максимальные содержания Cr при повышенной глиноземистости имеют энстатиты дочерней фазы в шпинелях авачинских ксенолитов (табл.5 , NN3 и 13). Такое обогащение можно было бы обьяснить как результат диффузионного обмена с высоко хромистым минералом-консервантом. Однако, повышенное содержание хрома имеют также ортопироксены-узники, а также генерацииэтого минерала, образовавшиеся после шпинели-консерванта (табл.5 , NN1, 4-6). Это свидетельствует, вероятно, об изначально высоких концентрациях этого компонента в расплаве.

Ортопироксен заметно более зонален, чем клинопироксен. В нем проявлена зональность двух типов. Первый тип характеризуется возрастанием к краям зерен железистости и содержания Al и Ca. Это первичная зональность, которая отражает особенности изменения этих компонентов при переходе от более магнезиальных к более железистым разностям ксенолитов. Второй, также широко распространенный тип, выражается в уменьшении железистости, глиноземистости и обычно хромистости, в краевых или более мелкозернистых генерациях этого минерала. Эти особенности свидетельствуют о вторичной природе этого типа зональности, связанной с процессами перекристаллизации ксенолитов.

3. Обсуждение материалов.

По своему валовому химическому и редкоэлементному составу наиболее магнезиальные ксенолиты первых двух ассоциаций (дунит-гарцбургитовой и дунит-верлит-пироксенитовой) близки между собой и значительно отличаются от "железистых" гарцбургитов и пироксенитов третьей ассоциации (верлит-пироксенитовой) и тем более - от существенно лерцолитовых ксенолитов внутриплитных вулканитов континентальных и океанических областей. Отличия эти выражаются в их крайней обедненности легкоплавкой базальтоидной составляющей и обогащенностью тугоплавкими компонентами. Значит ли это, что в случае первых двух ассоциаций мы имеем дело с реститами "обедненной мантии", а для третьей ассоциации можно предполагать неполное истощение мантийного субстрата? Если это так, то мы должны иметь тому минералогические доказательства, так как минералы являются хорошими индикаторами фациальной обстановки проявления геологических процессов.

Рассмотренный материал по шпинелидам показывает существенные различия в составах и характере эволюции этой группы минералов в однотипных породах ксенолитов различных серий. На Авачинском вулкане шпинели распространены не только в дунитах-гарцбургитах, но также в верлитах и пироксенитах. Здесь резко преобладает доинверсионный высокомагнезиальный и высокохромистый тип шпинелей, образование которого, скорее всего, связано с процессами кристаллизации магматических расплавов. Малая степень окисленности железа свидетельствует о том, что происходило это при низкой фугитивности кислорода. Действительно, как видно из рассмотрения табл.6 , log fO2 в авачинских гарцбургитах при T=10000C меняется от -10 до -10,7 и только в верлитах возрастает до -8,1. Оценки летучести кислорода в авачинских гарцбургитах дают значения fO2, близкие к гипотетическому буферу NNO. Это на один порядок ниже тех значений, которые приводятся [4] для характеристики условий кристаллизации безамфиболовых вкрапленников в толеитовых сериях Курило-Камчатской островодужной системы. Высокая хромистость минерала свидетельствует о малоглубинном уровне [42] и повышенных температурах [35, 43] его кристаллизации. Как видно из табл.6 , предполагаемые температуры кристаллизации большинства минеральных парагенезисов в ксенолитах Авачинского и Ключевского вулканов лежат в интервале 1000-10600C. Для сходных пород вулканов Харчинский и Шивелуч эти температуры значительно ниже. Лишь интенсивно перекристаллизованные гарцбургиты (табл.6 , N13) и жильные пироксениты (табл.6, NN8,11) Авачинского вулкана характеризуются сравнительно низкими температурами минеральных равновесий. Только этот доинверсионный тип шпинелей приближается по составу к "плутоническим" шпинелидам восточной Камчатки. В этих гипербазитах, однако, шпинель более глиноземистая, менее хромистая и в целом характеризуется несколько меньшей окисленностью железа и на порядок более низкими значениями log fO2 (ттабл.6 , N36). В дунитах субщелочной базит-гиперпазитовой формации шпинель высоко железистая и отличается также повышенной глиноземистостью. Она характеризуется повышенной окисленностью железа и на порядок (по сравнению с аналогичными минералами в ксенолитах Шивелуча) более высокими значениями log fO2 (табл.6 , N37). На вулканах Ключевской, Харчинский и Шивелуч шпинель встречается в дунитах, гарцбургитах и вебстеритах. В пироксенитах и верлитах распространен практически только титано-магнетит. Здесь преобладает постинверсионный, сравнительно железистый и хромистый тип шпинелей с высокой степенью окисленности железа. При тех же расчетных температурах фугитивность кислорода здесь почти во всех образцах на два порядка выше, чем в породах Авачинского вулкана. Эта характеристика отвечает тем значениям, которые приводятся в [4] для описания условий кристаллизации амфиболсодержащих вкрапленников в известково-щелочных сериях Курило-Камчатской островодужной системы. Образование этого типа шпинелей связано с процессами кристаллизации из относительно обводненных расплавов при пониженных температурах. Впоследствии, возможно, происходила субсолидусная перекристаллизация рассматриваемого минерала в условиях повышенной фугитивности кислорода (табл.6 , N23). Малочисленную, но весьма важную группу составляют наиболее ранние генерации высокоглиноземистых на Харчинском вулкане или относительно глиноземистых шпинелей на вулкане Шивелуч. При этом наиболее глиноземистые генерации этого минерала отличаются на порядок более низкими значениями log fO2, которые соответствуют таковым для условий кристаллизации вкрапленников безводных минералов в базальтах внутриплитного геохимического типа [4] и приближаются к значениям фугитивности кислорода в шпинели ксенолитов из базальтоидов района вулкана Бакенинг (табл.6 , NN32,33). Это единственные свидетели ранней стадии эволюции расплавов, исходных для всей гаммы распространенных здесь вулканических пород. Подобный тип шпинелей в островодужных системах распространен только в ассоциации с внутриплитным геохимическим типом базальтоидов и связан с эволюцией относительно глубинных (в условиях шпинель-лерцолитового равновесия) родоначальных расплавов.

Рис. 9

 Клинопироксены дунит-гарцбургитовой и дунит-верлит-пироксенитовой ассоциаций в целом характеризуются низкой глиноземистостью, натровостью и титанистостью в сочетании с высокой кальциевостью и повышенными содержаниями SiO2 по сравнению с теми же минералами из лерцолитов в базальтоидах внутриплитного типа. Аналогичные минералы третьей ассоциации в этом плане имеют промежуточное положение. Являются ли эти отличительные особенности следствием большей деплетированности ксенолитов островодужных вулканитов? Состав клинопироксенов в ксенолитах ультрамафитов находится в прямой зависимости от той фациальной обстановки, при которой происходит процесс образования или преобразования включений [15,44]. На рисунке 9 в координатах Na-Al показана суммарная картина вариаций составов клинопироксенов в ксенолитах различных ассоциаций Камчатки, а также диапазон изменения составов этого минерала для различных стадий его эволюции. Как видно на этой диаграмме, поле составов этого минерала из ксенолитов ультрамафитов первых двух ассоциаций, не подверженных метасоматическому изменению, целиком располагается в области, отвечающей пироксенам гарцбургитовой стадии эволюции включений (фация оливин-плагиоклазового равновесия). И только пироксены интенсивно амфиболитизированных пироксенитов Шивелуча характеризуются запредельной натровостью. Использование различных геобарометров позволяет оценить давление соответствующего равновесия величиной не более 10-12 кбар или глубинами, не превышающими 30-40 км. Поле клинопироксенов из верлитов и гарцбургитов третьей ассоциации для наименее измененных включений соответствует промежуточной области перехода от лерцолитовой к гарцбургитовой стадии эволюции включений и постепенно смещается в сторону минимальных содержаний Na и Al для наиболее перекристаллизованных разностей. Начало становления этой серии вероятно происходило при давлении менее 15 кбар, то есть на глубинах не более 45-50 км. Сходный характер эволюции наблюдается для шпинелидов (рис.10 ). Образование подавляющего большинства генераций этого минерала первых двух ассоциаций начинается при давлении не более 12-13 кбар, и только реликтовые высокоглиноземистые шпинели из ксенолитов Харчинского вулкана начинают свой путь с больших глубин лерцолитовой стадии. Они находятся в одном эволюционном ряду с глиноземистыми шпинелями третьей ассоциации, для которых, как и для клинопироксенов, отмечается последовательный переход от лерцолитовой к оливин-плагиоклазовой фации глубинности.

Рис. 10

 Таким образом, минералогические особенности рассматриваемых ассоциаций включений свидетельствуют о том, что их состав в первую очередь определяется фациальной обстановкой образования ксенолитов, а не является следствием различной истощенности мантийного субстрата. Ксенолиты являются индикаторами состояния вещества и тех процессов, которые совершаются под вулканами на сравнительно небольших глубинах. 

Включения первых двух, менее глубинных ассоциаций характеризуют обстановку "петрогенезиса под вулканами" фронтальной вулканической зоны и района Ключевской группы вулканов. Как явствует из анализа минералогических диаграмм (рис.9 ,10 ), глубины, охарактеризованные этими ассоциациями соответствуют положению переходного слоя "коро-мантийной смеси" в островодужной системе. Постоянное присутствие в различной степени метаморфизованных и метаморфических пород фундамента в связи с ксенолитами ультрамафитов, первично магматическая природа ультраосновных включений свидетельствуют о том, что этот переходный слой представляет из себя нижние горизонты коры, в различной степени переработанные метаморфическими и метасоматическими процессами. Широким распространением здесь пользуются многочисленные магматические образования базит-гипербазитового состава, связанные с эволюцией глубинных очагов вулканов. Различия в составе этого переходного слоя под вулканами фронтальной зоны (ксенолиты дунит-гарцбурги-товой ассоциации и сопутствующие им преимущественно безамфиболовые габброиды, а также метаморфизованные породы мелового фундамента) и района Ключевской группы вулканов (ксенолиты дунит-верлит-пироксенитовой ассоциации и сопровождающие их амфиболовые габброиды, амфиболсодержащие кристаллические сланцы и амфиболиты) свидетельствуют об активном участии существенно водных флюидов при его образовании во втором случае, и относительно сухом режиме в первом. Отражение этих отличий в характере вулканических процессов и составе продуктов вулканизма неоднократно подчеркивалось исследователями. Судя по минералогическим данным [6], исходные расплавы для вулканитов Харчинского и Заречного вулканов отличались высоким содержанием воды (таким же, как и для вулкана Шивелуч) и кристаллизовались при высокой фугитивности кислорода. Несколько меньшая, но также высокая водонасыщенность магматических расплавов предполагается для Ключевского вулкана [31]. Оценивая роль глубинной гидратации-дегидратации океанской литосферы в вулканизме Камчатки Н.И.Селиверстов [28] пришел к выводу о том, что глубинные магматические очаги Северной группы вулканов в отличие от вулканов, расположенных напротив Кроноцкого и Авачинского заливов, должны отличатся повышенным содержанием растворенного водного флюида.

Ксенолиты третьей ассоциации характеризуют обстановку магмообразования для проявлений вулканизма внутриплитного геохимического типа: относи-тельно низкие значения log f02, глубины и температуры, отвечающие шпинель-лерцолитовому равновесию. В петрологических моделях этот тип вулканизма (связанный с подьемом локальных мантийных плюмов) противопоставляется "надсубдукционному" островодужному [4]. Присутствие среди шпинелей в ксенолитах "островодужных" вулканитов относительно высокобарических глиноземистых генераций свидетельствует, однако, о более тесных генетических связях между этими типами.

Среди большого массива аналитических данных по составу позднекайнозойских вулканических пород Камчатского региона [9] имеется сравнительно небольшое число анализов, относительно приближенных к составу родоначальных расплавов. Породы различных серий островодужной системы отражают не столько составы первичных выплавок и условия их генерации, сколько вариации силикатных расплавов и условия, существовавшие в коровых магматических очагах [30]. Мнения исследователей в отношении состава родоначальных магм для этих серий расходятся. При этом наибольшие разногласия существуют в отношении приоритета высокомагнезиальных или высокоглиноземистых составов. Одни исследователи [30] считают, что среди первичных базальтов островных дуг следует выделять два крайних типа: толеитовый и щелочной. При этом для всех серий нормальной щелочности они предполагают наличие единой, близкой к толеитовой первичной базальтовой магмы с повышенным (8-12%) содержанием MgO. Это предположение подтверждается экспериментальными исследованиями [14], согласно которым высокоглиноземистые базальты островных дуг образуются в результате кристаллизационной дифференциации первичных высокомагнезиальных магм в очагах, располагающихся в переходной между корой и мантией зоне на глубинах 20-40 км. Расчетные составы первичных расплавов известково-щелочной магнезиальной серии Ключевского вулкана с учетом состава частично гомогенизированных расплавных включений отвечают пикритам [31]. Существует, однако, мнение [1] о том, что расплав высокоглиноземистого базальта является исходной магмой для пород известково-щелочной серии Восточной Камчатки. 

Попробуем решить эту проблему с точки зрения анализа ксенолитсодержащих вулканитов и ксенолитов. 

Присутствие в составе вулканической породы барофильной или высокотемпературной реликтовой кристаллической фазы свидетельствует о том, что расплав, из которого кристаллизовалась эта порода, в минимальной степени модифицирован процессами малоглубинной дифференциации, и здесь следует искать ответ на вопрос - каков был состав родоначального расплава. Состав ксенолитов в базальтоидах внутриплитного геохимического типа однозначно свидетельствует о том, что их первичные расплавы образовались в условиях шпинель-лерцолитового равновесия. Следовательно, им должны соответствовать относительно низкоглиноземистые, недосыщенные по SiO2 высокотитанистые магнезиальные базанитовые составы. Именно таким составам отвечают ксенолитсодержащие базальтоиды из покровных вулканитов в фундаменте вулкана Бакенинг. 

В целом, обе ассоциации "островодужных" ксенолитов (дунит-гарцбургитовая и дунит-верлит-пироксенитовая), также как и содержащие их вулканиты, претерпели значительную модернизацию в коровых магматических очагах и почти не содержат первичных признаков ранней эволюции. Однако, среди шпинелей из ксенолитов в известково-щелочной серии вулкана Шивелуч и субщелочной серии Харчинского вулкана были обнаружены генерации с повышенным содержанием глинозема, которые характерны для ксенолитов, находящихся в условиях шпинель-лерцолитового равновесия и ассоциирующих с вулканитами внутриплитного геохимического типа. По-видимому, здесь и нужно искать составы родоначальных расплавов для вулканических серий этих вулканов. В шпинелях из ксенолитов гарцбургитов в толеитовой серии Авачинского вулкана впервые были обнаружены первичные расплавные микровключения. Они фиксируются в генерациях минерала, которые по железистости охватывают практически весь диапазон изменения составов шпинелей гарцбургитов этого вулкана, начиная с наиболее ранней относительно железистой фазы. Следовательно, составы этих микровключений можно использовать для оценки первичных расплавов толеитовой серии вулканитов, содержащих ксенолиты ультрамафитов. Как видно из таблицы 7 , составы эти соответствуют бонинитам. Более того, некоторые из них весьма близки по своим петрохимическим особенностям к экзотическим высокомагнезиальным породам "авачитам", найденным в районе Авачинского и Козельского вулканов [34]. Эти высокомагнезиальные базальты характеризуются обычным "бонинитовым" парагенезисом минералов (оливин, два пироксена, хромистая шпинель) в ассоциации с высококремнеземистым дацитовым стеклом. При этом в ядрах некоторых минералов-вкрапленников отмечаются высокомагнезиальные "гипербазитовые" генерации: оливин (Fo=90,0), клинопироксен (Mg#91,1-91,4), ортопироксен (Mg#82,4-83,5). Ассоциации близких по составу минералов и стекол основной массы характерны для бонинитов и сопутствующим им вулканитов.

Основываясь на характере зональности шпинелей, составе минералов и расплавных включений, историю эволюции ксенолитов гарцбургитов рассматри-ваемого вулкана можно представить в виде пяти стадии (табл.7 и 8 ). Первая стадия представлена относительно железистыми оливинами и пироксенами, которые встречаются в виде узников в шпинелях или в виде срастаний с наиболее ранними генерациями этого минерала. Вторая, третья и четвертая стадии представлены теми же минералами, но уже встречающимися в виде дочерней фазы расплавных включений в шпинели. В общем случае наблюдается направленное уменьшение железистости шпинелей, оливинов, клинопироксенов и составов расплавных включений. Вторая и третья стадии отличаются тем, что в близком диапазоне изменения состава шпинелей встречаются расплавные включения высоко- и низкожелезистые с соответствующим изменением составов оливинов. К пятой стадии относятся минералы, образовавшиеся после шпинелей-консервантов в жильных пироксенитах, а также в образцах интенсивно перекристаллизованных гарцбургитов. Первые четыре стадии характеризуют различные этапы кристаллизации исходных бонинитовых расплавов. С последней стадией связана, в основном, субсолидусная перекристаллизация ранее образовавшейся ("ксенолитной") кристаллической фазы. Отдельные этапы кристаллизации бонинитовых расплавов характеризуются резкой сменой физико-химических условий: повышением температуры минеральных равновесий, возрастанием окислительного потенциала. Подобные аномальные явления наблюдались также при анализе истории эволюции бонинитовых расплавов в некоторых бонинит-офиолитовых ассоциациях [7,8]. Обьясняются они дифференциацией бонинитового расплава при участии восстановленного, существенно водородного флюида. Обилие газово-жидких включений, сохранившихся в некоторых образцах ксенолитов, свидетельствует о том, что магмы авачинских бонинитов могли быть насыщены восстановленным флюидом, окисление которого в приповерхностной обстановке способствовало скачкообразному повышению температур. 

Таким образом, в качестве индикатора первичных расплавов для содержащих ультраосновные включения толеитовых серий восточного вулканического пояса Камчатки можно рассматривать бонинитовую ассоциацию. Эти породы в последнее время привлекают пристальное внимание исследователей [7,30,36,38,39]. Обычно они встречаются в составе вулканитов энсиматических островодужных систем: Идзу-Бонинской, Марианской, Японской, Тонга, Ново-Гвинейской. Недавно бонинит-офиолитовая ассоциация была обнаружена в аккреционной призме Восточного Сахалина [8]. Существуют представления [30] о том, что бониниты и сопутствующие им марианиты возникают на относительно малых глубинах (от 10 до 30 км) при очень высоких температурах (1400-1430oC) как результат взаимодействия мантийного диапира с породами земной коры. Экспериментальные исследования [43] показали, что бонинитовые расплавы могут находиться в равновесии с хромитсодержащими гарцбургитами при P=1 атм. - 5 кбар и T=1200-1400oC даже в относительно сухих условиях. Именно такая связь хромитсодержащих гарцбургитов и высокомагнезиальных кремнеземистых расплавов характерна для ряда содержащих ультраосновные включения вулканов фронтальной вулканической зоны Камчатки.

Выводы.

1. Проявления позднекайнозойского вулканизма в пределах камчатской островодужной системы характеризуются наличием трех ассоциаций включений ультрамафитов: 1) дунит-гарцбургитовой; 2)дунит-верлит-пироксенитовой и 3) верлит-пироксенитовой. Первые две обнаруживают связь с островодужными вулканитами, третья является особенностью проявления базальтоидов внутриплитного геохимического типа. Ксенолиты первой ассоциации наблюдаются на вулканах фронтальной зоны, второй - обнаружены в связи с вулканитами Ключевской группы вулканов. Зональность в проявлении первых двух ассоциаций прослеживается и в характере пространственного расположения различных типов плутонических гипербазитов Камчатки. 

2. Несмотря на сходство составов сериальных и формационных типов ксенолитов гипербазитов, с одной стороны, и плутонических ультрамафитов с другой, между ними имеются существенные различия. Так, шпинели плутонических гарцбургитов существенно более глиноземистые и менее хромистые, чем те же минералы из ксенолитов близкого состава, а пироксены - более глиноземистые, более хромистые и менее кальциевые. Тренды изменения составов минералов свидетельствуют о том, что эти различия вряд ли могут быть вызваны процессами перекристаллизации ксенолитов плутонических ультрамафитов при попадании их в базальтовые расплавы.

3. Обнаруженные в ксенолитах гарцбургитов и верлитов Авачинского вулкана первичные расплавные включения, широко проявленная зональность шпинелей, а иногда и пироксенов включений свидетельствуют о первично магматической природе этих образований. Вместе с тем, они характеризуются интенсивно проявленными процессами их вторичной перекристаллизации в связи с изменением P-T- fO2. условий.

4. Ксенолиты дунит-гарцбургитовой и дунит-верлит-пироксенитовой ассоциаций вместе с сопутствующими им метаморфическими и метаморфизованными породами меланократового фундамента отражают состав современного переходного слоя "коро-мантийной смеси", выделенного геофизическими методами под активными вулканами Камчатки. Базит-гипербазитовые плутонические ассоциации совместно с вмещающими их метаморфическими и метаморфизованными породами меланократового фундамента являются отражением выведенного в настоящее время на земную поверхность переходного слоя "коро-мантийной смеси", который существовал здесь в верхнемеловое-палеогеновое время.

5. Анализ ранних стадий образования включений позволяет высказать предположение о том, что первичными расплавами для пород толеитовых серий фронтальной зоны, несущих ультраосновные ксенолиты, были выскомагнезиальные и высококремнеземистые расплавы, близкие к бонинитам, а для вулканитов известково-щелочных и субщелочных серий - близкие к базанитам внутриплитного геохимического типа.

Авторы благодарны Т.Г.Чуриковой за работу по гомогенизации и микрозондовому изучению расплавных включений, а также Г.П.Пономареву за консультации при использовании геотермометров и геобарометров.

Список литературы

Бабанский А.Д., Рябчиков И.Д. Происхождение известково- щелочных магм островных дуг по экспериментальным данным // Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. С. 277-293.

Балеста С.Г. Земная кора и магматические очаги областей современного вулканизма. М.: Наука, 1981. 133 с.

Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М. : Наука, 1978. 222 с.

Волынец О.Н. Петрология и геохимическая типизация вулканических серий современной островодужной системы: Дис. док. геол-мин.наук. М., 1993 . 67 с.

Волынец О.Н., Ананьев В.В. Хромистые амфиболы и слюды ультраосновных включений в четвертичных лавах Камчатки и Курил // Докл. АН СССР. 1989. Т. 307. N5. С. 1203-1206.

Волынец О.Н., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В., Ягодзински Дз. М. Харчинский и Заречный вулканы-уникальные центры позднеплейстоценовых магнезиальных базальтов на Камчатке: вещественный состав вулканических пород // Вулканология и сейсмология. 1999. N1. С. 31-45

Высоцкий С.В. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана. Владивисток : ДВО АН СССР, 1989. 196 с.

Высоцкий С.В., Говоров Г.И., Кемкин И.В., Сапин В.И. Бонинит-офиолитовая ассоциация Восточного Сахалина: геология и некоторые особенности петрогенезиса // Тихоокеанская геология. 1998. Т. 17. N6. С. 3-15.

Геохимическая типизация магматических и метаморфических пород Камчатки / Ред. А.П. Кривенко. Новосибирск, 1990. 258 с.

Глубинное сейсмическое зондирование Камчатки. М.: Наука, 1978. 130 с.

Глубинные ксенолиты и верхняя мантия. Новосибирск: Наука, 1975. 271 с.

Действующие вулканы Камчатки. М.: Наука, 1991. Т.1. С. 106-153. Т.2. 300 с.

Заварицкий А.Н. Эксплозивные обломки вулканов Авача и Козельской сопки // Труды ИГН АН СССР. 1940. 53 с.

Кадик А.А., Луканин О.А., Лапин И.В. Физико-химические условия эволюции базальтовых магм в приповерхностных очагах / Ред. Л.В. Дмитриев. М.: Наука, 1990. 346 с.

Колосков А.В. Ультраосновные включения и вулканиты как саморегулирующаяся геологическая система. М.: Научный мир, 1999. 223 с.

Колосков А.В., Хотин М.Ю. Включения ультраосновного состава в лава современных вулканов Камчатки // Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М.: Наука, 1978. С. 36-66.

Колосков А.В., Щека С.А. О сопряженности составов включений и содежащих их вулканитов (на примере Курило-Камчатской зоны) // Тез. Докл. 5 Всес. Вулканол. Совещ. Тбилиси, 1980. II симпозиум. 131 с.

Колосков А.В., Волынец О.Н., Пономарев Г.П., Федоров П.И. Ксенолиты ультрамафитов в различных геохимических типах вулканитов островодужной системы // Петрология. 1997. Т. 5. С. 485-502.

Колосков А.В., Пузанков М.Ю., Флеров Г.Б., Чурикова Т.Г., Дорендорф Ф. Опыт Sr-изотопной систематики пироксенов базит-гипербазитовых ассоциаций // Тез. .докл. "Магматизм и метаморфизм Северо-востока Азии". Магадан, 2000. С. .203-206.

Кутолин В.А. Перекристаллизация вещества верхней мантии в зонах Беньофа и ее петрологические и металлогенические следствия // Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг. М.: Наука, 1982. С. 28-41.

Кутыев Ф.Ш., Шарапов В.Н. Петрогенезис под вулканами. М.: Недра, 1979. 197 с.

Лутков В.С. Геохимические особенности пироксенит-габброидных включений в щелочных базальтах южного Тянь-Шаня (Таджикистан): к проблеме состава и генезиса слоя "коро-мантийной смеси" подвижных поясов // Геохимия. 2000. N 3. С. 334-340.

Масуренков Ю.П., Колосков А.В., Ермаков В.А. Меланократовые включения в современных вулканитах Камчатки и геохимическая неоднородность областей генерации расплавов // Ксенолиты и гомеогенные включения. М.: Наука, 1969. С. 5-19 .

Масуренков Ю.П., Иванов Б.В. Петрологическая неоднородность области магмообразования Ключевской группы вулканов // Глубинное строение, сейсмичность и современная деятельность Ключевской группы вулканов. Владивосток, 1976. С. 61-77.

Наумов В.Б., Коваленко В.И., Бабанский А.Д., Толстых М.Л. Генезис андезитов по данным изучения расплавных включений в минералах // Петрология. 1997. Т. 5. N С. 654-665.

Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. 336 с.

Пийп Б.И. Ключевская сопка и ее извержения в 1944-1945 гг. и в прошлом // Труды Лабор. Вулканол. АН СССР. 1956. Вып. II. 309 с.

Селиверстов Н.И. Глубинная гидратация океанской литосферы и геодинамика северного участка Курило-Камчатской островной дуги // Вулканология и сейсмология . 2001. N1. С. 24-38.

Соболев А.В. Включения расплавов в минералах как источник принципиальной петрологической информации // Петрология. 1996. Т. 4. N 3. С. 228-239.

Фролова Т.И., Перчук Л.Л., Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. М.: Недра, 1989. С. 261.

Хубуная С. А., Соболев А.В. Первичные расплавы известково-щелочных магнезиальных базальтов Ключевского вулкана Камчатка // Докл. РАН. 1998. Т. 360. N1. С. 100-102.

Щека С.А. Базит-гипербазитовые интрузии и включения в эффузивах Дальнего Востока. М.: Наука, 1983. 166 с.

Щека С.А., Сахно В.Г., Макарова Ж.А. и др. О происхождении гипербазитовых включений в эффузивах Авачинской группы // Вопрсы геологии, геохимии и металлогении северо-западного сектора Тихоокеанского пояса. Владивосток, 1970. С. 112-115.

Щека С. А., Куренцова Н. А., Волынец О.Н. Гипербазитовый парагенезис вкрапленников базальтов // Типоморфные особенности породообразующих минералов / Ред. Г.Б. Левашев. Владивосток, 1978. С. 5-41.

Ballhaus C., Berry R.F., and Green D.H. High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer: implications for the oxidation state of the upper mantle // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. 107. P. 27-40.

Bloomer S.H., Hawkins J.W. Petrology and geochemistry of boninite series volcanic rocks from the Mariana trench // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 97. N3. P. 361-377.

Braitseva O.A., Bazanova L.I., Melekestsev I.V., and Sulerzhitskiy L.D. Large Holocene Eruptions of Avacha Volcano, Kamchatka (7250-3700 14c years B.P.) // Volc. Seis. 1998. V. 20. P. 1-27.

Crawford A.JU., Falloon T.J., Green D.H. Classification, petrogenesis and tectonic setting of boninites // Boninites and related rocks. London: Unwin Hyman, 1989. P. 1-49.

Falloon T.J., Green D.H., Mc Culloch M.T. Petrogenesis of high-Mg and associated lavas from the north Tonga Trench // Boninites and related rocks. London: Unwin Hyman, 1989. P. 357-398.

Flerov G.B., Fedorov P.I., Churikova T.G. Geochemistry of Late Cretaceous-Paleogene potassic rocks of the early evolutionary stage in the Kamchatka island arc // Petrology. 2001. V. 9. N 2. P. 161-178.

Gasparik T. Two-pyroxene thermobarometry with new experimental data in the system CaO-MgO-Al2O3-SiO2 // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. V. 87. P. 87-97.

Jakues A.L., and Green D.H. Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts // Contrib. Mineral. Petrol. . 1980. V. 73. P. 287-310.

Klingenberg B.M.E.T., Kushiro I. Melting of a chromite-bearing harzburgite and generation of boninitic melts at low pressures under controlled oxygen fugacity // Lithos. 1996. V 37. P. 1-13.

Koloskov A.V., Zharinov S.E. Multivariate statistical Analysis of Clinopyroxene Compositions from Mafic and Ultramafic xenoliths in volcanic Rocks // J. Petrology. 1993. V. 34. Part 1. P. 173-185.

Leeman W. P., Scheidegger K.F. Olivine-liquid distribution coefficients and atest for crystal-liquid equilibrium // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 35. N2. P. 247-257.

Mercier J.-C.C. Single-pyroxene thermobarometry // Tectonophysics. 1980. V. 70. P. 1-37.

Mercier J.-C.C. Equilibrium state of diopside-bearing harzburgites from ophiolites: Geobarometric and geodynamic implications // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 85. N4. P. 391-403.

Wood B.J., Banno S. Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems // Contrib. Miner. And Petrol. 1973. V. 42. P.109-124.