Геохимическая специфика магматических расплавов Восточного вулканического пояса и Срединного хребта Камчатки: анализ результатов изучения расплавных включений

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Как наиболее геологически активный регион России Камчатка вызывает постоянный интерес исследователей самого разного профиля – вулканологов, сейсмологов, тектонистов, геохимиков и петрологов. На сегодняшний день накоплен колоссальный объем данных по составам пород, минералов и породообразующих сред. На основе материалов из базы данных по составам расплавных включений и остаточных стекол [Наумов и др., 2010], которая на сегодняшний день насчитывает 2 600 000 анализов, были проведены сравнения расплавов включений в минералах и закалочных стекол всей Камчатки [Наумов и др., 2020] с усредненными характеристиками разных геодинамических обстановок – островных дуг и активных окраин [Наумов и др., 2017, 2019]. Однако геологическая история полуострова чрезвычайно сложна и многостадийна, и даже камчатский вулканизм четвертичного периода характеризуется сочетанием как минимум двух геодинамических обстановок, обусловивших одновременную активность Восточного вулканического пояса (ВВП) и Срединного хребта (СХ) [Авдейко и др., 2006; Park, 2002]. Задачей этой работы стала попытка выявить специфические особенности составов породообразующих расплавов этих крупнейших структур полуострова, используя массив опубликованных данных по составам расплавных включений в минералах.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНА

Камчатский полуостров – фрагмент Курило-Камчатской островной дуги (ККОД), приуроченной к конвергентной границе Тихоокеанской и Евроазиатской литосферных плит. Активность островной дуги, как сейсмическая, так и вулканическая, определяется субдукцией океанической плиты. Своеобразие геодинамики Камчатки и в том, что в северной части Камчатки расположена Берингийская зона трансформных разломов (рис. 1), приуроченных к границе Тихоокеанской плиты и Берингийского блока Северо-Американской плиты [Шапиро, Ландер, 2003; Шапиро, Соловьев, 2009; Yogodzinski, 2001; Park, 2002 и др.]. Южная часть полуострова, ограниченная Малко-Петропавловской разломной зоной (см. рис. 1), считается продолжением Курильской ветви Курило-Камчатской островной дуги [Авдейко и др., 2006].

 

Рис. 1. Схема полуострова Камчатка. ОП, ТП, БП – литосферные плиты Охотская, Тихоокеанская, Берингийская, СХ – Срединный хребет Камчатки, ЦКД – Центрально-Камчатская депрессия, ВВФ – Восточный вулканический фронт, ЮК – Южная Камчатка. Серыми полями обозначены неоген-четвертичные вулканические пояса Камчатки. Точками обозначено расположение вулканических центров, данные по которым использованы в работе. Пунктирные линии ограничивают Малко-Петропавловскую (на юге) и Берингийскую (на севере) разломные зоны [Авдейко и др., 2006]. Сплошные тонкие линии – показатели глубины поверхности погружающейся плиты, по [Gorbatov et al., 2001].

 

В Камчатском сегменте Курило-Камчатской островной дуги можно выделить глубоководный желоб, вулканический пояс и задуговой прогиб. Cкорость субдукции оценивается как 7.6 см/г [Avdeiko et al., 2007]. Плоскость сейсмо-фокальной зоны (СФЗ), падающая под углом около 40˚, согласно сейсмическим данным, прослеживается до 600 км на глубину [Кулаков и др., 2011]. Мощность коры полуострова меняется с запада на восток от 20 км под Срединным хребтом до 40 км в районе Центрально-Камчатской депрессии [Балеста и др., 1999]. Наличие в структуре Камчатки мощных блоков континентальной коры определяется мозаичным строением полуострова, который сложен серией сочлененных аккреционных комплексов и террейнов мезозойского возраста [Сухов и др., 2016], в том числе континентального и окраинно-морского происхождения, а также древним метаморфическим массивом [Цуканов, 2020].

На территории Центральной и Северной Камчатки выделяют две крупные субмеридиональные структуры, с которыми связана вулканическая активность – Срединный хребет на западе и Восточный вулканический пояс на востоке (например, [Nekrylov et al., 2021]), в состав которого входит Восточный вулканический фронт и Центрально-Камчатская депрессия (см. рис. 1).

Вулканизм Восточного вулканического пояса обусловлен современными субдукционными процессами и имеет все характеристики типично островодужной системы, при некоторых различиях режимов магмогенерации в пределах ВВФ и ЦКД [Duggen et al., 2007; Portnyagin et al., 2007]. Согласно [Авдейко и др., 2006 и др.], Срединный хребет в неогеновое время также функционировал как классическая островная дуга, вулканизм которой определялся субдукционными процессами; глубоководный желоб тогда находился западнее своего нынешнего положения. Около 7–2 млн лет назад процесс погружения Тихоокеанской плиты под Евразийскую был заторможен последовательным причленением к восточному побережью нынешней Камчатки фрагментов Кроноцкой палеодуги, которые сейчас известны как полуострова Шипунский, Кроноцкий и Камчатский мыс. В результате этих тектонических процессов ось субдукции переместилась на восток, заложился новый глубоководный желоб и новый современный вулканический пояс (Восточный вулканический пояс, ВВП). Однако и на Срединном хребте вулканизм не затухает по сей день. Существует несколько гипотез, объясняющих этот феномен, среди них – влияние флюидных потоков, связанных с современными субдукционными процессами [Churikova et al., 2001], плавление погружающегося фрагмента плиты в области так называемого “окна слэба” [Portnyagin et al., 2007], спрединг задугового прогиба c вовлечением астеносферного компонента [Колосков и др., 2013; Давыдова и др., 2019], деламинация нижней коры и дегидратация погружающихся фрагментов в качестве источника флюида [Nekrylov et al., 2018, 2021a].

Таким образом, в плейстоцен-голоценовый процесс магмогенерации на Камчатке могут вовлекаться разнообразные компоненты: базиты и осадочные толщи погружающейся Тихоокеанской плиты, деплетированный мантийный клин, метасоматизированная мантия, нижняя и верхняя кора, а также астеносфера. Вероятно, такое разнообразие источников и возможность разной степени их плавления обусловили разнообразие магматических пород Камчатки, в том числе довольно экзотических, например, пикробазальтов или трахитов.

МЕТОДИКА РАБОТЫ, РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Выбор данных

Из массива данных по расплавам и остаточным стеклам камчатских вулканитов, насчитывающего более 9650 анализов (см. [Наумов и др., 2020] и ссылки в статье; [Nekrylov et al., 2018, 2021; Volynets et al., 2024; Tolstykh et al., 2020]) были выбраны значения, характеризующие расплавные включения четвертичных вулканов Восточного вулканического фронта (центральный и северный сегменты), Центральной Камчатской депрессии и Срединного хребта (см. рис. 1). В данном исследовании мы не рассматриваем вулканы Южной Камчатки, поскольку область полуострова южнее Малко-Петропавловской зоны разломов относится к Курильскому фрагменту Курило-Камчатской островной дуги, который характеризуют иные геодинамические условия. Также в выборку не включены данные по древним вулканическим и плутоническим массивам Камчатки. Список объектов, данные по которым используются в исследовании, приведен в табл. 1.

 

Таблица 1. Вулканические центры Камчатки, рассматриваемые в статье

Срединный хребет	Обр.	Восточный вулканический пояс	Обр.
Ахтанг	Л	Авачинский	Л, Т
Ичинский	Л, Т	Шивелуч	Л, Т
Хангар	Т	Безымянный	Л, Т
Кекукнайский	T	Камень	Л
Моногенный центр Черпук*	Т	Ключевской	Л, Т
Тобельцен*	Т	Карымский	Л, Т
Вулканы Тигильского дола**	Л	Жупановский	Л, Т
Конус LP*	Т	Толбачик	Л
Пирокластический поток р. Ича***	Т	Семячик	Л

Примечания. * – [Nekrylov et al., 2021]; ** – [Volynets et al., 2024]; *** – [Толстых и др., 2020]. Ссылки на работы по остальным вулканическим центрам приведены в работе [Наумов и др., 2020]. Л, Т – типы пород, включения в минералах которых анализировались: Л – лавы, Т – тефра.

 

Сравнение выборок составов расплавных включений в минералах вулканитов Камчатки, валовых составов пород (база данных GEOROCK, https://georoc.eu/georoc/new-start.asp) и стекол тефры камчатских вулканов (база данных TephraKam [Portnyagin et al, 2020]) выявило резкие различия в распределении содержаний SiO₂: изобилие средних пород сочетается с абсолютным преобладанием кислых составов стекол (рис. 2). Конечно, оценки параметров распределения могут быть смещенными, поскольку в выборках для Камчатки задействовано относительно небольшое количество работ. Однако редкость расплавов среднего состава хорошо соотносится с глобальными статистическими характеристиками составов расплавных включений и остаточных стекол, фиксирующими бимодальное распределение составов с минимумом в андезитовой области [Наумов и др., 2004, 2010, 2024], а также с данными по составам криптотефры [Lowe et al., 2017 и др.], стекла которой имеют, чаще всего, кислый состав. То, что среди пород максимально распространены андезибазальты и андезиты с содержаниями SiO₂ 52‒62 мас. %, а среди расплавов – кислые разности (>72 мас. % SiO₂), может свидетельствовать о распространенности процессов кумуляции и магматического смешения [Наумов и др., 1997; Halsor, 1989; Pal et al., 2007; Hodge, Jellinek, 2020 и др.]. Например, имеется масса свидетельств преобладания в минералах андезитов магматических включений дацит-риолитового состава [Schiano et al., 1995; Straub et al., 2011; Humphreus et al., 2006, 2008; Толстых и др., 2015 и др.].

 

Рис. 2. Распределение пород и расплавов Камчатки по кремнекислотности. 1 – составы пород (GEOROCK, 4064 анализа), 2 – составы расплавных включений ([Наумов, 2010], 9596 анализов), 3 – составы стекол тефры ([Portnyagin et al., 2020], 7048 анализов).

 

Для данной работы важно то, что валовой состав породы и состав породообразующего расплава часто не идентичны, поэтому при всем обилии геохимических исследований вулканитов Камчатки ВВП и СХ [Churikova et al., 2001; Volynets et al., 2010; Волынец и др., 2018; Давыдова и др., 2019 и др.] полезно выявить характеристические критерии и для породообразующих расплавов, формировавшихся в обстановках Восточного пояса и Срединного хребта. Что касается составов остаточных стекол, то обширнейшая база данных по составам стекол тефры вулканов Камчатки TephraKam [Portnyagin et al., 2020], на материале которой были проведены масштабные сопоставления стекол камчатских вулканов ЦКД, ВВФ и СХ, содержит, в основном, вариации кислых расплавов; доля основных стекол в этой базе данных минимальна (см. рис. 2). Таким образом, при всей масштабности накопленных данных по валовым составам пород и стекол тефры вулканов Камчатки анализ массива данных по расплавным включениям продолжает оставаться актуальным.

С использованием базы данных была сформирована выборка составов гомогенных закаленных стекол расплавных включений в разных породообразующих минералах – оливинах, пироксенах, амфиболах, плагиоклазах, кварце и даже рудных фазах. Содержания макрокомпонентов, как правило, получены на электронном микроанализаторе (EPMA), а содержания элементов-примесей измерены с помощью ионного зонда (SIMS) или масс-спектрометра с пробоотбором методом лазерной абляции (LA). В ряде работ приведены подробные описания аналитических методик и упомянуто использование в качестве эталонов синтетических и природных стекол, анализы которых представлены в работах [Jochum et al., 2000, 2005; Danyushevsky et al., 2000; Sobolev, Chaussidon, 1996 и др.].

Статистическая обработка данных

Все данные по составам стекол расплавных включений были разделены на два главных блока – включения в минералах вулканитов Восточного вулканического пояса (ВВП; к сожалению, разграничить составы расплавов Восточного фронта и Центрально-Камчатской депрессии не удается из-за недостатка данных) и Срединного хребта (СХ). В каждом из этих блоков расплавы скомпонованы по кремнекислотности: основные (<53 мас. % SiO₂), средние (53–63 мас. %) и кислые (>63 мас. %). Усредненные содержания петрогенных и летучих компонентов, а также элементов-примесей в основных, средних и кислых расплавах ВВП и СХ приведены в табл. 2.

 

Таблица 2. Средние содержания петрогенных и летучих компонентов, а также элементов-примесей в основных, средних и кислых расплавов ВВП и СХ

N	Расплавы ВВП			Расплавы СХ
SiO2	49.76	58.42	71.28	48.00	54.19	73.64
σ	1.95	2.92	3.76	1.97	1.56	2.24
TiO2	1.07	1.21	0.49	1.39	1.18	0.21
σ	0.31	0.34	0.32	0.29	0.25	0.11
Al2O3	16.45	15.74	13.63	17.43	18.15	12.53
σ	2.11	1.51	1.40	1.42	0.91	1.22
FeO	8.52	7.45	2.31	8.38	7.56	0.97
σ	1.94	1.88	1.50	1.98	1.33	0.46
MnO	0.14	0.15	0.07	0.12	0.15	0.06
σ	0.05	0.05	0.05	0.04	0.02	0.04
MgO	7.11	2.84	0.54	7.53	4.80	0.21
σ	2.65	1.31	0.47	1.85	0.73	0.26
CaO	10.94	5.98	1.93	11.31	7.66	0.91
σ	2.32	1.50	1.15	2.71	0.87	0.65
Na2O	3.12	4.00	4.32	3.60	3.61	3.26
σ	0.69	0.64	0.68	0.29	0.60	0.65
K2O	0.83	1.85	2.76	0.93	1.34	3.87
σ	0.43	0.96	0.76	0.35	0.54	0.62
P2O5	0.20	0.38	0.11	0.34	0.46	0.10
σ	0.15	0.24	0.12	0.15	0.09	0.12
Cl	0.10	0.09	0.10	0.05	0.05	0.09
σ	0.03	0.05	0.05	0.01	0.01	0.07
F	0.00	0.04	0.02	0.07	0.10	0.09
σ	0.04	0.04	0.03	0.02	0.23	0.06
S	0.17	0.05	0.02	0.14	0.16	0.04
σ	0.90	0.07	0.01	0.03	0.05	0.02
H2O	2.02	2.34	2.82	1.55	1.98	3.73
σ	1.38	1.12	1.65	0.28	0.52	1.74
N	3148			379
Li	15.73	11.51	36.69	8.04	10.77	33.83
σ	116.07	5.01	24.63	2.04	2.50	9.54
Be	0.55	3.05	1.66	1.26	1.41	1.79
σ	0.15	6.12	2.26	0.42	0.71	0.30
B	13.58	12.37	59.17	4.53	3.48	24.98
σ	4.37	5.23	26.40	1.82	1.05	6.89
Y	20.43	21.22	8.86	22.56	23.56	9.72
σ	4.58	8.72	7.55	2.53	3.10	4.17
La	5.54	7.34	9.39	14.31	15.91	16.05
σ	2.15	3.32	2.62	8.49	2.53	3.60
Ce	13.40	19.43	19.71	34.71	37.73	30.07
σ	3.73	8.99	6.87	22.15	5.67	7.51
Pr	–	–	2.02	5.20	5.11	17.47
σ	–	–	0.52	3.40	0.67	9.81
Nd	11.30	13.14	9.13	21.54	22.64	10.59
σ	17.74	5.98	4.60	13.25	3.62	2.99
Sm	3.06	3.71	1.93	4.74	5.24	1.84
σ	0.85	1.61	1.26	1.68	0.88	0.66
Eu	1.07	1.11	0.99	1.67	1.59	0.51
σ	0.42	0.38	0.99	0.45	0.25	0.31
Gd	3.72	3.75	2.72	4.98	5.12	2.71
σ	1.04	1.61	1.67	1.49	0.88	2.10
Dy	3.36	3.73	2.24	4.21	4.31	1.61
σ	0.74	1.55	1.53	0.63	0.59	0.64
Er	2.18	2.57	1.64	2.59	2.52	1.23
σ	0.55	1.16	1.06	0.60	0.42	0.50
Yb	2.04	2.67	1.71	2.06	2.19	1.50
σ	0.53	1.01	1.06	0.47	0.33	0.59
Lu	–	0.16	0.23	0.30	0.33	–
σ	–	0.02	0.04	0.09	0.06	–
Rb	18.09	25.63	46.59	6.80	15.34	73.28
σ	2.02	14.55	16.35	2.30	2.25	23.33
Sr	317.64	350.15	166.79	576.36	581.79	159.05
σ	79.04	74.98	39.94	103.03	60.52
Ba	253.97	327.07	605.78	255.10	453.95	859.38
σ	89.77	134.88	167.20	165.29	53.68	208.55
Cr	304.80	2101.20	1570.92	273.34	138.01	1.68
σ	372.43	416.35	355.52	615.43	43.27	1.34
Ni	187.60	–	–	36.93	59.99	–
σ	128.02	–	–	22.32	44.61	–
Zr	69.75	99.32	179.30	120.96	145.59	84.52
σ	25.63	54.80	64.33	30.72	24.05	43.36
Hf	2.02	3.08	3.35	3.16	3.28	2.82
σ	0.53	1.44	1.56	0.58	0.57	1.00
Nb	1.75	2.57	3.53	7.77	8.83	11.29
σ	0.95	1.23	1.43	2.32	1.93	4.06
Ta	–	0.97	0.67	0.54	0.49	1.19
σ	–	0.10	0.29	0.14	0.10	0.36
Th	0.50	0.89	2.44	0.93	1.21	6.37
σ	0.29	0.54	1.23	0.43	0.37	2.06
U	0.32	0.69	1.51	0.44	0.56	3.47
σ	0.17	0.38	0.84	0.30	0.19	1.17
Cu	145.61	189.63	137.66	66.38	–	26.17
σ	35.95	34.37	103.93	31.17	–	7.54
Pb	2.29	4.28	6.30	2.70	5.26	5.49
σ	1.61	2.11	3.57	1.71	1.55	1.69
N	227			122
N	149	55	23	74	21	27

Примечание. N – количество анализов включений, σ – стандартное отклонение.

 

Статистический анализ массивов данных для каждой категории (расплавы основного, среднего и кислого составов ВВП и СХ) показал, что для подавляющей части химических элементов, включая даже наиболее проблематичный параметр для измерения в природных стеклах – содержание Na₂O [Nielsen, Sigurdsson, 1981; Borisova, 2022], характерно субнормальное распределение значений, поэтому для описательной статистики использовалось среднее арифметическое. Однако есть и исключения. Так, для основных расплавов как ВВП, так и СХ для содержаний MgO и Ni характерны заметные расхождения в параметрах моды, медианы и среднего значения, превышающее величину стандартного отклонения. В расплавах среднего состава СХ такие же отклонения от симметричного распределения также демонстрирует MgO, и, в меньшей степени, SiO₂. Тем не менее, поскольку таких компонентов всего два, для них мы также приводим средние арифметические значения.

К сожалению, данные по содержаниям летучих компонентов – H₂O, F, Cl, S – для каждой категории демонстрируют крайне высокую дисперсию и асимметричный характер распределения значений, что, вероятно, связано с методическими сложностями измерений, а также вероятной потерей летучих при гомогенизации стекол. Поэтому при анализе материалов по расплавам из разных зон Камчатки эти компоненты оказались мало информативными.

В дальнейшем основное внимание будет уделено микрокомпонентному составу расплавов, чему есть несколько причин. Во-первых, многие авторы приводят не исходные измерения, а реконструированные составы захваченных расплавов, с учетом различных типов постзахватных изменений: кристаллизации кайм и диффузионных процессов [Ford, 1993; Danyushevsky, Plechov, 2011], потери летучих и кремнезема [Portnyagin et al., 2019; Gavrilenko et al., 2016] и т.д. Возможно, асимметричные распределения концентраций MgO и SiO₂ в массивах характеристик базальтовых и андезибазальтовых расплавов могут быть объяснены именно разнообразными пересчетами. Учитывая реальную точность анализа, содержания редких элементов даже в случае пересчетов меняются не значимо.

Во-вторых, поля расплавов ВВП и СХ перекрываются (рис. 3) по всем петрогенным компонентам; следовательно, их содержания не могут служить специфическими петрогенетическими характеристиками. Исключением можно посчитать только высокомагнезиальные ультраосновные расплавы, обогащенные калием (см. рис. 3, точки в кружке), однако эти уникальные породы [Volynets et al., 2023] были обнаружены пока на единственном эруптивном центре Большой Тигиль в пределах СХ.

 

Рис. 3. Бинарные диаграммы MgO‒SiO2 и K2O‒SiO2 для расплавов Восточного вулканического пояса (1) и Срединного хребта (2). В больших кружках ‒ расплавы высокомагнезиальных расплавов центра Большой Тигиль.

 

Анализ данных по содержаниям элементов-примесей

Анализ данных по содержаниям микроэлементов осложняется тем, что в работах разных авторов, выполненных в разных лабораториях в разное время, приведены анализы разного набора компонентов. Например, многие анализы стекол не содержат данных о количествах Pb и Ta. Однако в большинстве случаев микроэлементные составы стекол показательны в качестве индикаторов принадлежности к ВВП или СХ (см. табл. 2).

Наиболее значимые различия демонстрируют, в первую очередь, содержания Nb, заметно более высокие в расплавах СХ (1.7–3.5 и 7.7–11.3 ppm для ВВП и СХ соответственно), и, в меньшей степени, Ta (0.17–0.67 и 0.54–1.19 соответственно). Причем на остальные высокозарядные элементы группы (HFSE: Zr, Hf) эта закономерность не распространяется, они практически идентичны в расплавах фронтальной и тыловой зоны дуги. Также в расплавах СХ всех категорий (от основных до кислых) выше содержания легких лантаноидов (сумма редкоземельных элементов, РЗЭ, от La до Nd составляет 30–38 и 56–75 ppm для ВВП и СХ соответственно). Тяжелые РЗЭ не демонстрируют столь заметной разницы (ΣSm-Yb 11–18 и 8–20 ppm в ВВП и СХ соответственно). Кроме того, расплавы СХ несколько богаче U и Th, а расплавы ВВП – сидерофильными компонентами и хромом.

В целом, характер спайдер-диаграмм для всех типов расплавов обеих обстановок чрезвычайно схож (рис. 4). Для каждой из них характерен резко выраженный Nb-минимум, высокие концентрации Ba, K, Pb и слабое обеднение тяжелыми РЗЭ относительно легких (La/Yb растет от 2.7 до 5.5 от основных к кислым расплавам ВВП, от 6.9‒10.7 от основных к кислым расплавам СХ). Наиболее заметное отличие одноименных расплавов ВВП и СХ заключается именно в глубине Nb-минимума, поскольку в расплавах СХ этот дефицит проявлен несколько меньше (усредненные значения La/Nb составляют 3.1 и 1.5 для расплавов ВВФ и СХ соответственно).

 

Рис. 4. Спайдер-диаграммы для усредненных составов расплавов ВВП и СХ. Расплавы: а – основного; б – среднего; в – кислого составов; г – сводный график. Серое и белое поля на рис. (а–в) – все данные по расплавам ВВП и СХ соответственно, поле со штриховкой на рис. (г) – поле расплавов островных дуг и активных окраин [Наумов и др., 2024]. Линии на графиках (а–в): 1 – расплавы ВВП; 2 – расплавы СХ; 3 – уникальные расплавы центра Большой Тигиль в Срединном хребте; на графике (г): 1, 3, 5 – расплавы ВВП; 2, 4, 6 – расплавы СХ основного, среднего и кислого составов соответственно. Составы примитивной мантии (PM) и базальтов океанических островов (OIB) приведены по [Sun, McDonough, 1989].

 

Расплавы дацит-риолитового состава по сравнению с основными разностями характеризуются заметным обогащением наиболее некогерентными LILE и легкими РЗЭ, Hf, Th и U (при сохранении Th/U отношения), менее выраженным отрицательным экстремумом Nb, обеднением Sr, а также средними и тяжелыми РЗЭ относительно основных разностей. Еще одно существенное отличие кислых расплавов от базитовых – дефицит Ti в кислых расплавах.

Нужно отметить сходные тенденции у расплавов разных обстановок: по мере роста кремнекислотности уменьшается глубина Nb-минимума, растут содержания наиболее несовместимых компонентов и уменьшаются концентрации Ti, Sr и тяжелых РЗЭ. Дефицит Ti можно объяснить фракционированием рудной фазы [Moore, Carmichael, 1998], а дефицит Sr – фракционированием плагиоклаза. Недостаток тяжелых РЗЭ может быть результатом фракционирования амфиболов и пироксенов [Sisson, 1991, 1994; Klein, 1997]. Однако, в целом, если кривые основных и средних расплавов ВВП и СХ на графиках располагаются субпараллельно, с легким равномерным обогащением более дифференцированных составов, то кривые кислых расплавов сочетанием достаточно резких экстремумов в области LILE, Th, U, Hf и минимумов Ti и Sr, резко отличаются от более основных разностей. Это предполагает формирование кислых расплавов не только при дифференциации основных расплавов, но и за счет комплекса петрогенетических процессов, включая частичное плавление фрагментов погружающейся плиты [Portnyagin et al., 2007] или частичное плавление коровых базитов под влиянием флюидного компонента [Добрецов и др., 2012].

Среди всех расплавов обеих обстановок резко выделяются высокомагнезиальные расплавные включения в оливинах пикробазальтов вулканического центра Большой Тигиль (см. рис. 3, 4а). Чрезвычайно высокая степень обогащенности легкими редкоземельными элементами может быть объяснена локальным плавлением специфического метасоматизированного субстрата, чьи характеристики нельзя считать напрямую обусловленными геодинамической позицией вулканического центра и его принадлежностью к СХ [Volynets et al., 2023]. Уникальность этих составов предполагает исключение их из общей выборки данных при ее статистическом анализе.

На сводной спайдер-диаграмме (см. рис. 4г) нанесены, помимо усредненных составов всех групп расплавов, линии магматических источников – примитивной мантии и OIB, по [Sun, McDonough, 1989], а также поле составов расплавов субдукционных обстановок (островных дуг и активных окраин), а также линия усредненных составов расплавов задуговых бассейнов [Наумов и др., 2023]. Все данные по Камчатке укладываются в это достаточно ограниченное поле составов, за исключением несколько более высокого содержания ниобия в кислых расплавах Срединного хребта.

На сводной спайдер-диаграмме, наряду с усредненными составами расплавов ВВП и СХ, нанесены нормативные составы пород, отвечающих магматическим источникам PM и OIB [Sun, McDonough, 1989]. Традиционно во многих геохимических работах [Churikova et al., 2001 и др.] относительную обогащенность вулканитов СХ принято объяснять вовлечением в магмогенезис обогащенного источника типа OIB – более глубинных частей мантийного клина. Однако не совсем очевидно, как характеристики этого нормативного состава могут обусловить избирательный рост концентраций отдельных элементов в расплавах СХ относительно расплавов ВВП.

В целом же соотношения кривых ВВП и СХ на спайдер-диаграммах чрезвычайно схожи с соотношениями пород фронтальной и тыловой дуг для разных фрагментов Тихоокеанского кольца [Pearce, Stern, 2006], однако на описанных в этой работе островных дугах (Изу-Бонинская, Тонга, Скотия, Алеутская, Марианская и др.) диапазон концентраций ниобия заметно больше, чем на Камчатке; кроме того, для пород тыловой зоны характерно повышение концентраций прочих высокозарядных элементов. Возможно, такие различия связаны с тем, что все вышеперечисленные объекты, в отличие от Камчатки, относятся к классическим энсиматическим островным дугам.

Поиск характеристических критериев для расплавов ВВП и СХ

В основном, на бинарных диаграммах отношений редких элементов, традиционно используемых в геохимии в качестве маркеров обстановок и источников магмогенерации, составы расплавов ВВП и СХ представляют собой два накладывающихся друг на друга облака точек.

Наиболее приемлемыми для всего массива данных оказываются диаграммы, принятые для разделения вулканитов фронтальной и тыловой дуг [Pearce et al, 1995; Pearce, Stern, 2006; Duggen et al., 2007]. Впрочем, многие из них также затруднительно использовать для Камчатке в силу ее сложной геологической истории и структуры, поскольку этот вулканически активный район сочетает в себе признаки энсиалической островной дуги и активной континентальной окраины, в строении полуострова принимают участие разновозрастные и разносоставные террейны и палеодуги, и, кроме того, ситуация осложняется вероятным “перескоком” оси субдукции на восток и деструкцией слэба [Авдейко и др., 2006; Portnyagin et al., 2007]. Однако в некоторых случаях диаграммы отношений редких элементов в расплавах СХ и ВВП оказываются репрезентативными (рис. 5). Несмотря на то, что большинство этих диаграмм изначально предназначались для характеристик магматического источника, используемые для них критерии могут быть показательны не только для базитов, но и для более дифференцированных расплавов. На диаграмме Nb/Y–La/Yb различия в области основных расплавов не слишком значительны, однако можно отметить, что расплавы СХ имеют несколько более высокие значения этих отношений, характеризующих степень деплетированности мантийного источника [Pearce et al., 1995]. Что же касается кислых составов, то для них эти параметры могут быть соотнесены с масштабностью процессов фракционирования амфибола [Brophy, 2005; Portnyagin, 2021], и в этом случае фиксируют совершенно различные тренды фракционирования для фронтальных (ВВП) и тыловых (СХ) вулканов (см. рис. 5а, 5б). На рис. 5а особняком лежит поле точек обогащенных лантаном базитовых расплавов СХ; эти точки соответствуют расплавам уникального центра Большой Тигиль, о котором говорилось выше. Расположение же прочих точек основных и средних расплавов характеризуется высокой локализованностью.

 

Рис. 5. Бинарные диаграммы отношений элементов-примесей для расплавов ВВП и СХ Камчатки. 1, 3, 5 – основные, средние и кислые расплавы ВВП; 2, 4, 6 – основные, средние и кислые расплавы СХ.

 

Субдукционный компонент, представленный отношением Ba/Nb [Pearce et al., 1995], предсказуемо выше в расплавах ВВП (см. рис. 5в, 5г), в то время как маркер задуговой обстановки Nb/Yb [Pearce, Stern, 2006] повышен в расплавах СХ. Причем если в расплавах основного состава различия минимальны, то для расплавов дацит-риолитового состава эти расхождения принципиальны, характеризуя, опять-таки, не столько особенности источника магмогенерации, сколько векторы фракционирования, в первую очередь, амфибола и пироксенов, которые могут выступать в качестве концентраторов некогерентных элементов. Для кислых расплавов ВВП характерен очень большой разброс значений, который подтверждается и данными работы по стеклам тефры [Portnyagin et al., 2020].

Отношение Ba/Th, которое принято связывать с присутствием субдукционного флюида [Plank, 2005], неравномерно распределено для базитовых расплавов СХ – выделяется группа точек с аномально низкими значениями этих величин (см. рис. 5г); к ним относятся не только вышеупомянутые уникальные базиты центра Большой Тигиль, но и расплавы Кекукнайского массива. Фигуративные точки этих расплавов вообще максимально приближены к центру координат (см. рис. 5г), что может трактоваться как минимальное присутствие следов субдукционного участия в процессах магмогенеза. Эти расплавы на основании измерения количества летучих в стекле были реконструированы [Nekrylov et al., 2018, 2022] как мантийные выплавки, генетически связанные с деламинацией нижней коры.

К сожалению, все вышеприведенные характеристики наиболее показательны для кислых расплавов; расплавы основного и среднего составов СХ и ВВП дифференцировать с их помощью довольно трудно.

Относительно четкие различия в расположении фигуративных точек основных расплавов ВВП и СХ присутствуют лишь на диаграммах, учитывающих содержания ниобия. В частности, на вариационной диаграмме Y–Nb, коррелирующей соотношения этих компонентов с особенностями мантийного источника и степени его плавления [Portnyagin, 2007], маркеры расплавов разных обстановок попадают в поля, различающиеся по степени обогащенности источника: если расплавы ВВП близки к N-MORB, то расплавы СХ тяготеют к примитивной или метасоматизированной мантии (рис. 6).

 

Рис. 6. Бинарная диаграмма Y–Nb для основных расплавов. Маркеры расплавов ВВП и СХ те же, что и ранее. Значения DM, PM (мантия деплетированная и примитивная), OIB (базальты океанических островов), N-MORB (базальты срединно-океанических хребтов) приведены, по [Portnyagin et al., 2007].

 

Существует и более наглядный параметр, демонстрирующий различия основных/средних расплавов разных геодинамических обстановок. Таким параметром может служить отношение высокозарядных элементов Hf и Nb. Для абсолютного большинства расплавов Восточного вулканического пояса характерно отношение Hf : Nb 0.9–1.4 (рис. 7), в то время как для расплавов Срединного хребта оно существенно ниже – 0.3–0.4. Единичные расплавные включения с подобными параметрами встречаются и на вулканах ВВП (Авачинский, Карымский), что, вероятно, может фиксировать процессы магматического смешения.

 

Рис. 7. Бинарные диаграммы Hf–Nb и Hf/Nb–K2O для основных и средних расплавов молодых вулканов ВВП и СХ. Маркеры расплавов ВВП и СХ те же, что и ранее. Полями отмечены расплавы офиолитов Камчатского мыса (пустое поле) и вулканов Южной Камчатки (серое поле) (см. [Наумов и др., 2020] и ссылки в этой работе).

 

Таким образом, можно констатировать наличие специфического источника магмогенерации, поставляющего расплав или флюид, обогащенный Nb относительно Hf. Причем присутствие этого источника характеризует, главным образом, четвертичный вулканизм Срединного хребта. Механизм формирования таких относительно обогащенных ниобием расплавов пока окончательно неясен. Среди всего массива данных по составам расплавных включений вулканитов Камчатки, включая Южную Камчатку и разновременные вулканиты причлененных палеодуг (см. [Наумов, 2020] и ссылки в этой работе), помимо расплавов СХ обнаружен единственный объект со сходными значениями Nb и Hf – это офиолиты полуострова Камчатский мыс [Portnyagin et al., 2005, 2008]. Впрочем, сходство отношений высокозарядных элементов (HFSE) в расплавах СХ и офиолитов мелового возраста не дает возможностей для каких-либо генетических обобщений, поскольку другие характеристики этих расплавов совершенно различны (см. рис. 7).

Механизм формирования таких относительно обогащенных ниобием расплавов, как расплавы СХ, пока не ясен. Среди всего массива данных по составам расплавных включений вулканитов Камчатки, включая Южную Камчатку и разновременные вулканиты причлененных палеодуг (см. [Наумов, 2020] и ссылки в этой работе), обнаружен единственный объект со сходными значениями Nb и Hf – это офиолиты полуострова Камчатский мыс [Portnyagin et al., 2005, 2008]. Впрочем, сходство отношений высокозарядных элементов (HFSE) в расплавах СХ и офиолитов мелового возраста не дает возможностей для каких-либо генетических обобщений, поскольку другие характеристики этих расплавов совершенно различны (см. рис. 7).

К сожалению, нехватка данных по содержаниям многих редких элементов в анализах из разных работ не дает возможности оценить участие многих факторов, определяющих процессы магмогенерации, например, коровой ассимиляции или степени плавления субстрата. А отсутствие данных по изотопным характеристикам расплавов Камчатки, которые могут отличаться от показателей пород (например, [Saal et al., 1998; Bouvier et al., 2022]), делает большинство генетических гипотез в значительной мере спекулятивными, лишенными достаточной доказательной базы. Поэтому представляется весьма оправданным то, что в задачи данной работы входили не столько реконструкция условий магмогенерации, сколько фиксация характеристик расплавов и поиск релевантных критериев для определения принадлежности расплавов тому или иному вулканическому поясу Камчатки.

ВЫВОДЫ

Имеющиеся массивы данных по составам вулканитов Камчатки [GEOROCKS, https://georoc.eu/georoc/new-start.asp], остаточных стекол тефры [TephraKam, Portnyagin, 2020] и стекол расплавных включений в минералах [Наумов, 2010], несмотря на частичное совпадение объектов, не дублируют друг друга, но могут являться взаимодополняющими корпусами данных, весьма востребованными для решения петрологических задач.

Несмотря на меньший охват объектов и меньшее количество анализов, в базе данных по составам расплавов Камчатки наиболее равномерно представлены расплавы разной кремнекислотности от пикробазальтов до риодацитов.

В целом расплавы Камчатки имеют вполне традиционный состав для субдукционных обстановок (будь то островные дуги или активные континентальные окраины), а также задуговых бассейнов.

Расплавы ВВП и СХ характеризуются рядом различий, которые предполагают участие в магмогенерации четвертичных вулканов СХ специфического источника, обогащенного Nb и, в незначительной степени, Th, U, легкими РЗЭ.

Наиболее удобными для выявления геодинамической принадлежности расплавов могут служить отношения микроэлементов, такие как Nb/Y, La/Y, Th/Y, а также Ba/Nb и Nb/Yb. Различия в величинах этих параметрах накапливаются по мере роста кремнекислотности расплавов.

Наиболее эффективным показателем принадлежности основных и средних расплавов ВВП или СХ может служить отношение Hf/Nb.

Специфика расплавов СХ и их относительная обогащенность некогерентными элементами объясняется, вероятно, множественностью петрогенетических факторов, среди которых неоднородность литосферной мантии, разные варианты генезиса флюида, а также возможное участие в магмогенерации астеносферной мантии и коры.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность М.М. Певзнер и А.Д. Бабанскому за помощь в работе.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа выполнена за счет средств бюджетного финансирования Института геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского Российской академии наук (ГЕОХИ РАН).

Об авторах

М. Л. Толстых

Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: mashtol@mail.ru
Россия, ул. Косыгина, 19, Москва, 119991

В. Б. Наумов

Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН

Email: naumov@geokhi.ru
Россия, ул. Косыгина, 19, Москва, 119991

А. В. Гирнис

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН

Email: girnis@igem.ru
Россия, Старомонетный пер., 35, Москва, 119017

Список литературы

Дополнительные файлы