The Underwater Esmeralda Volcano (Mariana Island Arch) and some Features of the Composition of its Composition Rocks

Full Text

В последние 45 лет в пределах Марианской островной дуги (МОД) отечественными и иностранными учеными выполнены морские геолого-геофизические исследования, в результате которых установлено, что здесь расположено 63 подводных вулкана, из которых активными можно считать 9 [Горшков и др., 1980; Рашидов, 2001; Рашидов и др., 1981; Blomre et al., 1989a, 1989b; Embeley et al., 2004; Siebert et al., 2010]. Вершины этих подводных вулканов расположены на глубинах от 2400 м до 30 м, а относительная высота вулканических построек и их объем достигают, соответственно, 2900 м и 420 км³.

Подводные вулканы МОД входят в состав щелочной провинции Идзу-Бонинской и Марианской островных дуг [Bloomer et al., 1989a]. Четвертичные вулканические породы представлены базальтами, андезибазальтами, андезитами и дацитами. Большая часть вулканитов, опробованных в южной и центральной частях МОД, представлена толеитовыми базальтами, обогащенными железом и калием. По химическому составу эти породы близки к абсарокитам и шошонитам. На 20 подводных вулканах отмечены гидротермальные проявления, а максимальная температура в 242°С обнаружена на вулкане Восточный Диамант (https://vents-data.interridge.org/ventfield/east-diamante-volcano).

Первое сообщение об активности подводных вулканов в МОД сделано Г. Хессом [Hess, 1948], когда в августе 1944 г. в течение трех дней он наблюдал в районе подводного вулкана Эсмеральда (Банка Эсмеральда, Esmeralda Bank) выделение пузырьков с сернистым газом. На основании этого сообщения подводный вулкан Эсмеральда был включен в различные каталоги и книги как активный вулкан [Апродов, 1982; Гущенко, 1979; Kuno, 1962; Eiby, Latter, 2018; Siebert, 2010; Simkin, Siebert, 1994; Tanakadate, 1940]. Во второй половине XX и в начале XXI веков неоднократно сообщалось об активности этого вулкана, которая проявлялась в виде пятен воды отличительного цвета, появления пузырьков с запахом серы и выбросов пепла [Гавриленко, 1981, 1997; Гавриленко и др., 1980; Горшков и др., 1980; Baker et al., 2008; Embley et al., 2004; Global ..., 1989; McCoy-West, 2009; Puteanus et al., 1990; Ronck, 1975; Rowlanda et al., 2005; Taibi, 1992; Turkay, Sakai, 1995]. Температура отмеченных здесь гидротермальных выходов изменяется от 40°C [Davis, Moyer, 2008] до 80–100°C [Taibi, 1992].

Задачей настоящих исследований является обобщение имеющихся в настоящее время оригинальных и литературных материалов для получения целостной картины о строении, вулканической деятельности и фумарольной активности действующего подводного вулкана Эсмеральда, расположенного в МОД, а также изучение особенностей слагающих его горных пород.

ИЗУЧЕННОСТЬ ПОДВОДНОГО ВУЛКАНА ЭСМЕРАЛЬДА

Подводный вулкан Эсмеральда, расположенный в южной части МОД (рис. 1), является наиболее изученным из подводных вулканов этой островной дуги [Гавриленко, 1981, 1997; Гавриленко и др., 1980; Горшков и др., 1980; Пилипенко и др., 2012а, 2012б; Рашидов и др., 1981, 2014; Родников и др., 2007, 2014; Селиверстов, 1987; Селиверстов, Бондаренко, 1983; Baker, Eggler, 1987; Bloomer et al., 1989a, 1989b; Kim et al., 2009; Kim et al., 2008; Eldredge, 1983; Ewert et al., 2018; Fouquet et al., 2018; Gorshkov et al., 1982; Jackson, 1989; Hess, 1948; Merle et al., 2003, 2006; Plank et al., 2000; Pearce et al., 2005; Polovina, Roush, 1982; Puteanus et al., 1990; Smoot, 1988, 1991; Stern, Bibee, 1980, 1984; Stern et al., 1989, 2005; Taibi, 1992; Tayama, 1936; Tanakadate, 1940; Asafuah, 2022; Zabarinskaya и др., 2022 и др.]. Он был обследован в 4-м и 5-м рейсах научно-исследовательского судна (НИС) “Вулканолог” в январе и июле 1978 г. [Гавриленко, 1981, 1997; Гавриленко и др., 1980; Горшков и др., 1980; Рашидов и др., 1981; Селиверстов, 1987; Селиверстов, Бондаренко, 1983; Gorshkov et al., 1982]. В декабре того же года вулкан изучался в рейсе НИС “Томас Вашингтон” [Stern, Bibee, 1980, 1984; Stern et al., 1989], а в июле‒августе 1990 г. – в рейсе SO-69 НИС “Зоне” [Stüben et al., 1992]. 19 и 21 сентября 2007 г. на НИС “Оннури” Корейского института океанических исследований были проведены батиметрическая и магнитная съемки [Kim et al., 2009; Kim et al., 2008]. В кратере вулкана с помощью телеуправляемого необитаемого подводного аппарата в 2016 г. при совместных работах НИС “Фалкор” и экспедиционного судна “Наутилус” были обнаружены отмершие гидротермальные постройки, сложенные оксидами железа [Amon et al., 2020].

 

Рис. 1. Подводные вулканы Марианской островной дуги.

 

В результате работ, выполненных в рейсах НИС “Вулканолог”, выделен вулканический массив субмеридионального простирания, протягивающийся на 35 км, в пределах которого находятся три подводные постройки (рис. 2). Расстояние между северной и центральной вершинами составляет ~6.5 км, а седловина между ними находится на глубине 700 м. Расстояние между центральной и южной вершинами составляет ~19 км, седловина расположена на глубине 1300 м. Вершина северной постройки окаймлена изобатой 200 м, а южной – изобатой 600 м.

 

Рис. 2. Батиметрическая карта подводного вулкана Эсмеральда. Многоугольником обозначена область драгирования, а точкой – местоположение подводных фумарол. На врезке показаны фумаролы в кратере вулкана, зафиксированные в 4-м рейсе “Вулканолог”.

 

Центральная гора – собственно активный подводный вулкан Эсмеральда. Превышение подводного вулкана над дном Филиппинского моря ~2500 м. Диаметр основания по изобате 1500 м равен ~22 км. Крутизна склонов изменяется от 10–12° в средней части до 15–18° в привершинной части постройки. На вершине вулкана расположен четко выраженный кратер [Горшков и др., 1980], открытый в западном направлении. По мнению ряда иностранных коллег, здесь находится вершинная кальдера [Puteanus et al., 1990; Taibi, 1992]. Глубина кратера 200–300 м, а диаметр по гребню – 2–3.5 км [Горшков и др., 1980; Kim et al., 2009; Kim et al., 2008; Stern, Bibee, 1980, 1984; Stern et al., 1989].

Верхняя кромка кратера расположена на глубинах 100–50 м. Минимальная глубина обнаружена на северном гребне и по мнения отечественных ученых составляет 43 м. По данным иностранных исследователей она равняется 30 м [Bloomer et al., 1989a; Smoot, 1988, 1991; Stern, Bibee, 1980]. На северо-западном склоне вулкана выделяются локальные возвышенности с превышением от нескольких десятков до 100 м, трактуемые как побочные конусы. Вершина подводного вулкана Эсмеральда, вероятно, поднималась во время извержений над уровнем моря, а затем размывалась.

Объем вулканической постройки по нашим данным составляет ~127 км³. Объем постройки, приведенный в работах [Stern, Bibee, 1980, 1984] – 27 км³ (при диаметре основания 9 км), а в работе [Bloomer et al., 1989a] – 312 км³, но данных, при каком диаметре основания рассчитаны объемы постройки, цитируемые авторы, к сожалению не приводят.

На северо-восточной кромке кратера подводного вулкана на глубинах около 100 м с помощью эхолотов были обнаружены фумаролы (см. рис. 2, врезка) и выявлено два гидротермальных поля размером 140×140 м и 80×80 м [Гавриленко, 1997; Гавриленко и др., 1980; Gorshkov et al., 1982; Puteanus et al., 1990; Taibi, 1992]. В изученных газовых выходах концентрация метана составляет 2.9×10⁴ нмоль/л [Taibi, 1992].

В привершинной части подводного вулкана Эсмеральда установлены выходы лавовых потоков [Горшков и др., 1980; Селиверстов, 1987; Селиверстов, Бондаренко, 1983].

К вулкану Эсмеральда приурочена дипольная аномалия магнитного поля ∆Та юго-западного простирания интенсивностью более 1000 нТл, а градиентная зона проходит через южный гребень кратера. Магнитное поле осложнено локальными аномалиями интенсивностью до 800 нТл [Горшков и др., 1980; Рашидов и др., 1981; Родников и др., 2014; Kim et al., 2009; Kim et al., 2008].

Постройка подводного вулкана Эсмеральда неоднократно драгировалась как российскими, так и иностранными учеными. В рейсе НИС “Томас Вашингтон” было выполнено два драгирования: центрального кратера в интервалах 300–100 м и западного склона в интервалах 1200–800 м [Stern, Bibee, 1980, 1984]. В 69 рейсе НИС “Зоне” в 1990 г. в прикратерной части вулкана было выполнено три драгирования в глубинном интервале 114–63 м, подняты разнообразные вулканические породы, наиболее распространенными среди которых являются в различной степени литифицированные вулканические брекчии и афировые высокопористые базальты со стекловидными краями и шероховатой поверхностью типа аа-лавы [Puteanus et al., 1990]. Цитируемые авторы, основываясь на величине и однородности извергнутой вулканической брекчии, предположили, что брекчия могла образоваться во время извержения, произошедшего после обрушения вершинной кальдеры. В 4-м и 5-м рейсах НИС “Вулканолог” на разных участках вулканического массива с различных горизонтов проведено 42 драгирования.

В пределах вулканического массива опробованы различные типы горных пород [Горшков и др., 1980; Gorshkov et al., 1982; Baker, Eggler, 1987; Dixon, Stern, 1983; Ito, Stern, 1986; Stern, Bibee, 1980, 1984; Stern et al., 1989]. Порфировые базальты и андезибазальты слагают постройку центрального конуса. Лавовые потоки афировых базальтов тяготеют к молодым конусам. Пористые афировые базальты (рис. 3а) имеют более свежий облик по сравнению с порфировыми базальтами. Наиболее свежий материал поднят с лавового потока отдельного конуса на северо-западном склоне. Габброиды и долериты опробованы в привершинной части и в стенках кратера вулкана Эсмеральда, а также на южной постройке. По минеральному составу выделяются плагиоклаз-оливин-клинопироксеновые базальты, плагиоклаз-клинопироксеновые андезибазальты, плагиоклаз-пироксен-оливиновые габброиды и долериты [Горшков и др., 1980; Stern et al., 1989].

 

Рис. 3. Образец афирового миндалекаменного базальта (а) и мини-бомбы (б).

 

В 2001 г. в рейсе НИС “Мелвилле” на северной постройке вулканического массива с глубины 888 м были подняты железомарганцевые корки [Knaack, 2021; Knaack et al., 2021].

В 2007 г. в рейсе НИС “Оннури” в глубинном интервале глубин 100–80 м в центре и на юго-западной и юго-восточной стенках кратера подводного вулкана Эсмеральда были опробованы базальты, железомарганцевые корки и гидротермально-измененные породы [Kim et al., 2008].

Габброиды и долериты опробованы в стенках кратера и в привершинной части центрального конуса, а также на южной постройке. Гидротермально-измененные породы и фумарольные новообразования подняты при драгировании фумарольной площадки и прилегающих участков кратера на глубинах от 100 до 80 м. Новообразования представлены корочками и обломками (до 2×3 см) самородной серы, гипсом, опалитами, алунитами, гидроокислами и сульфидами железа [Горшков и др., 1980; Gorshkov et al., 1982; Puteanus et al., 1990; Stüben et al., 1992; Taibi, 1992]. Здесь развиты кристаллические формы серы в ромбической и тетрагонально-бипирамидальной формах [Taibi, 1992].

Вулканокластический материал (см. рис. 3б) повсеместно покрывает склоны постройки и прилегающие участки дна. Вулканогенно-осадочные отложения (туфы, туфопесчаники, туфогравелиты) опробованы в неактивной части кратера центрального конуса и на склонах северного и южного конусов. Органогенные известняки покрывают вершины и склоны древних вулканических построек [Горшков и др., 1980; Gorshkov et al., 1982].

Со склонов подводного вулкана Эсмеральда подняты железомарганцевые образования гидротермального генезиса [Аникеева и др., 2008; Гавриленко, 1981, 1997; Горшков и др., 1980; Дубинин и др., 2008; Kim et al., 2008].

На глубинах 1300–1000 м опробованы плотные железомарганцевые корки толщиной 5–10 мм, а на глубинах 800–300 м на поверхности этих корок отмечены свежие железомарганцевые налеты [Гавриленко, 1981, 1997; Горшков и др., 1980]. В драгированных гидротермальных низкотемпературных железомарганцевых корках содержание Fe достигает 18.53%, Mn – 42.77%, Co – 0.55%, Al – 9.59%. Содержание Cu достигает 945 г/т [Гавриленко, 1981, 1997]. Корки сложены вернадитом, нонтронитом, “Са-бернесситом”, Fe-вернадитом, фероксигитом, ферригидритом, протоферригидритом, Mn-ферроксигитом. Гидротермальные корки представляют собой в основном пиритовые, марказитовые и отчасти обогащенные серой прослои [Аникеева и др., 2008; Дубинин и др., 2008; Taibi, 1992].

В пределах привершинной части северной постройки в 4-м рейсе НИС “Вулканолог” в глубинном интервале 350–160 м были драгированы органогенные известняки, алевролитовые туфы, туфопесчаники и англомераты, а на ее северном склоне, на глубине 1900 м – глинистые корки и органогенные известняки.

В 5-м рейсе НИС “Вулканолог” в пределах привершинной части южной постройки на глубине ~1000 м были опробованы светлые фораминиферовые известняки, покрытые железомарганцевой коркой. На южном склоне этой постройки в глубинном интервале 1300–1200 м опробованы обломки афировых и порфировых базальтов, габбро и значительное количество долеритов.

В 69 рейсе НИС “Зоне” в 1990 г. подняты вулканические породы и гидротермальные осадки [Puteanus et al., 1990].

Драгированные породы оказались сильно дифференцированными по величине естественной остаточной намагниченности Jn и магнитной восприимчивости [Горшков и др., 1980; Пилипенко и др., 2012а, 2012б; Рашидов и др., 1981, 2014]. Наиболее магнитными являются плотные афировые базальты, а их Jn достигает 199 А/м. Пористые афировые базальты имеют Jn и фактор Кенигсберга в три раза ниже, а андезибазальты и габброиды на порядок ниже. Измененные разности базальтов слабо намагничены, а туфопесчаники и органогенные известняки практически немагнитны.

Несмотря на длительную историю изучения подводного вулкана Эсмеральда, сведения о химическом составе слагающих его горных пород достаточно ограничены.

Данные о силикатном составе двух андезибальтов, опробованных в глубинном интервале 460–290 м, трех базальтах, драгированных в интервале 240–80 , и одном габбро, поднятом с глубин 240–140 м, представлены в работе [Горшков и др., 1980]. Также в цитируемой работе приводятся данные о количественно-минеральном составе 7 образцов порфировых базальтов, трех образцов долерито-базальтов и 5 образцов габбро, опробованных в глубинном интервале 140–80 м.

Р. Штерн и Л. Биби [Stern, Bibee, 1980] приводят средний химический состав лав четырех образцов, драгированных в прикратерной части с глубин 300–100 м (драга M45) и 6 образцов с западного склона вулкана с глубин 1200–800 м (драга M46). При этом установлено, что средние значения отношений K/Rb = 488 ± 21 и K/Ba = 28.8 ± 3.8. Судя по составу редкоземельных элементов базальта, отобранного в кратере вулкана, и трех образцов базальта, отобранных на его западном склоне, эти породы обогащены легкими редкоземельными элементами (Ce, Nd, Sm) по сравнению с тяжелыми редкоземельными элементами (Gd, Dy, Er, Yb). В цитируемой работе приведены данные и по изотопному составу Sr и Nd.

Т. Диксон и Р. Штерн [Dixon, Stern, 1983] указывают несколько другие интервалы драгирования на станциях М45 и М46 – 294–165 м и 1130–840 м соответственно, и приводят анализы двух образцов, опробованных в прикратерной части, и трех образцов – на западном склоне подводного вулкана.

В работе [Stern, Bibee, 1984] представлены конкретные химические анализы этих же образцов, и установлено, что в прикратерной зоне опробованы базальты, а на западном склоне – андезибазальты и базальты.

Д. Байкер и Д. Эгглер [Baker, Eggler, 1987] приводят химический анализ одного образца вулканического стекла, поднятого с западного склона в драге М46.

Дж. Пирс с соавторами [Pearce et al., 2005] описывают химические анализы породообразующих, редких и редкоземельных элементов образцов, драгированных на станциях D20 на западном склоне вулкана Эсмеральда, M46 на юго-восточном склоне, D24 и D28, расположенных соответственно в 22 км и 26 км к северо-востоку от вершины вулкана Эсмеральда. Вызывает недоумение различие в местоположениях станции М46 приведенное в цитируемой работе и в работах [Stern, Bibee, 1980, 1984], но ничего конкретного об этом сказать нельзя.

В работе [Колосков и др., 2020] представлены данные о химическом составе базанита, опробованного на подводном вулкане Эсмеральда, в котором встречено включение шпинель-лерцолитового ксенолита.

В статье [Wang et al., 2021] приведены химические анализы изотопов Ca и породообразующих, редких и редкоземельных элементов образцов четырех базальтов, отобранных в глубинном интервале 1900–1300 м, но, к сожалению, не указано в каком месте вулканической постройки был проведен отбор образцов.

Полученная нами информация об особенностях горных пород, слагающих подводный вулкан Эсмеральда, позволяет получить новые важные сведения о характере его вулканической деятельности и, вероятнее всего, будет востребована специалистами, занимающимися островодужным подводным вулканизмом Тихого океана.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ ГОРНЫХ ПОРОД

Нами были изучены образцы горных пород, драгированных на подводном вулкане Эсмеральда в 4-м и 5-м рейсах НИС “Вулканолог” в 1978 г., из коллекции, надлежащим образов хранящейся в Институте вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.

Определение породообразующих окислов пород выполнено методом “мокрой” химии, редких и редкоземельных элементов – инструментальным нейтронно-активационным, эмиссионно-спектральным и методом индуктивно-связанной плазмы(ICP) в Геологическом институте (ГИН) РАН по стандартным методикам. Составы породообразующих минералов определялись на рентгеновском микроанализаторе “Camebax” в Институте вулканологии и сейсмологии (ИВиС) ДВО РАН с установленным энергодисперсионным спектрометром INCA, с площадью кристалла 80 мм². Ток в режиме энергодисперсионного спектрометра на эталоне Ni – 20 на, ускоряющее напряжение – 20 кв, экспозиция – 10–15 сек. В качестве эталонов использовались: голубой диопсид (Si, Mg, Ca), синтетический ильменит (Fe, Ti), синтетический фосфат алюминия (Al, P), альбит (Na), ортоклаз (K), синтетическая окись хрома (Cr), родонит (Mn), синтетическая никелевая шпинель NiFe₂O₄ (Ni), целестин (Sr). Исследования проводились в аншлифах пород, напыленных углеродом. Точность анализа – для макрокомпонентов около 0.25–2% и для малых содержаний – около 10–30%.

ОСОБЕННОСТИ ГОРНЫХ ПОРОД, СЛАГАЮЩИХ ВУЛКАНИЧЕСКУЮ ПОСТРОЙКУ

Петрографическая и минералогическая характеристики образцов

В результате проведенных исследований установлено, что базальты, слагающие вулканическую постройку, представлены оливин-плагиоклазовыми (Ol‒Pl) и оливин-клинопироксеновыми (Ol‒Cpx) разностями, часто со стекловатой, насыщенной микролитами плагиоклаза, структурой.

Например, порода в обр. B4-3a (рис. 4а) является стекловатым, пористым, толеитовым Ol‒Pl базальтом с редкими вкрапленниками плагиоклаза размером до 1.5 мм и оливина размером до 1 мм. Стекло насыщено зональными вкрапленниками плагиоклаза, состав которых меняется от An₈₆ в центре до An₇₅ в краевой части и отличается повышенным до 1% в среднем содержанием железа (Fe₂O₃). Оливин не зональный, Fo66.

Аналогичный по структуре клинопироксен-плагиоклазовый (Cpx‒Pl) базальт (обр. B4-6) представлен плагиоклазом An₅3 и клинопироксеном с Mg# = 62, Woll = 33. Магнетит содержит около 14% TiO₂.

Андезибазальты представлены Pl‒Cpx разностями, часто со стекловатой, насыщенной микролитами плагиоклаза структурой. Рассмотренный в качестве примера обр. B4-2 (см. рис. 4б) является стекловатым, пористым, толеитовым Pl‒Cpx андезибазальтом с редкими вкрапленниками плагиоклаза размером до 200 мк и клинопироксена размером до 200 мк. Стекло насыщено мелкими лейстами плагиоклаза и пироксена. Состав плагиоклаза изменяется от An₄₀ в микролитах, до An₆₀ во вкрапленниках и отличается повышенным до 1.5% в среднем содержанием железа (Fe₂O₃). Состав клинопироксена меняется от субкальциевого авгита в микролитах (Woll = 14%) до авгита Woll = 44%. Магнезиальность Mg# = 60 ± 5. Магнетит содержит 15% TiO₂.

 

Рис. 4. Аншлифы пород. Изображение в упруго-отраженных электронах (BSE). а – базальт; б – андезибазальт; в – дацит; г – габбро.

 

Опробованный обр. В4-3/1 (см. рис. 4в) является порфировым дацитом с крупными вкрапленниками плагиоклаза, клино- и ортопироксна и магнетита часто присутствующих в гломеропорфировых сростках, размером 0.3–0.8 мм. Основная масса представлена кислым (~70% SiO₂) стеклом, насыщена микролитами (<5–10 мк). Плагиоклаз слабозональный у краев, средним составом An_81±3, отличается повышенным содержанием железа (до 1% Fe₂O₃). Кристаллы клинопироксена не зональные с Mg# = 75 ± 1, En₄₄, Fs₁₅, Woll₄₁. Кристаллы ортопироксена не зональные с Mg# = 74 ± 1, En₇₂, Fs₂₅, Woll₀₃. Магнетит сдержит в среднем 4% TiO₂, 3.4% Al₂O₃, 2.5% MgO.

Габбро (см. рис. 4г) представлены полнокристаллической породой разной степени крупнозернистости, состоящей из плагиоклаза, орто-, клинопироксена, оливина и магнетита. Редко встречается ильменит. Встречающийся ортопироксен представлен практически чистым гиперстеном с весьма незначительными примесями алюминия и титана, c Mg# = 30–50, повышенным до 1.5% MnO и содержанием CaO 1–1.5%. Рассмотренный в качестве примера обр. B4-7/3, состоит из Pl, CPx, Mt. Плагиоклаз имеет крупные, часто >1 мм, кристаллы с An₈₀ в центре и до An₃₀ на краевой кайме. Характерно повышенное содержание железа, до 1% Fe₂O₃. Клинопироксен сложен крупными, часто >1 мм, незональными кристаллами с Mg# = 61 ± 7 и Woll = 39 ± 2. Магнетит часто без титана или с его незначительным количеством. Один из образцов габбро представлен высокомагнезиальной разностью с содержанием MgO = 9.79%, что отличает его от остальных образцов, содержащих ~3.5% MgO.

Образец B4-1 является щелочным (Na₂O + K₂O = 7.27%) базальтом (в дальнейшем именуемым базанитом), содержащим включения шпинель-лерцолитовых ксенолитов (рис. 5а), описан в работе [Колосков, 2020]. Он представлен субафировой, пористой Ol-Pl разностью, с тонкозернистой, стекловатой, насыщенной микролитами плагиоклаза основной массой (см. рис. 5б). Плагиоклаз равномерно распределен по основной массе породы и представлен мелкими, до 100 мк по длинной оси зернами, вытянутыми или, реже, близкими к квадрату формами (см. рис 5б). Состав плагиоклаза равномерный и отвечает анортиту An_57±0.02, с незначительной примесью ортоклазового минала (Ort_3.7±0.006). Химический состав минерала отличается повышенным содержанием оксидов железа – 1.00 ± 0.20% (Fe₂O₃), титана (0.20 ± 0.05%) и стронция (0.65 ± 0.07%). Повышенное содержание Sr указывает, что практически весь этот элемент концентрируется в плагиоклазе. Оливин представлен мелкими зернами средним размером 50–100 мк, редко встречаются кристаллы размером до 0.5 мм. Состав мелких кристаллов (до 100 мк) отвечает Fo_80‒77, более крупные кристаллы часто зональны, от Fo_91‒85 – в центре и до Fo₇₇ – на краю. Содержание оксида никеля колеблется от <0.1 до 0.44% и растет с увеличением форстеритового минала, содержание оксида кальция, наоборот, падает от 0.31 до <0.1%. Состав основной массы образца измерен в сканирующем режиме на площадках 100×100 мк, при этом потерь точности анализа практически не происходит. Было измерено 5 подобных участков, не содержащих крупных микролитов, и установлено, что состав основной массы близок к составу высокощелочного андезибазальта (тефрифонолита, по диаграмме TAS), отличается высоким содержанием оксидов калия, натрия, фосфора и низким содержанием магния и кальция (табл. 1). Содержание стронция в основной массе <0.1%, т.е. данный микроэлемент в значимых количествах концентрируется только в плагиоклазе.

 

Рис. 5. Базанит с включением ксенолита шпинелевого лерцолита B4-1 (а) и аншлиф (б). Изображение в упруго-отраженных электронах (BSE); Pl – плагиоклаз; Ol – оливин.

 

Таблица 1. Состав стекловатой основной массы образца B4-1 (мас. %)

	SiO2	TiO2	Al2O3	Cr2O3	Fe2O3	FeO	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	P2O5	Сумма
Среднее	52.65	1.84	17.29	0.00	0.00	7.91	0.12	1.24	3.42	6.97	6.55	1.60	99.61
±	0.75	0.11	0.21	0.00	0.00	0.29	0.07	0.17	0.34	0.28	0.36	0.08

Примечание. Среднее из 5 анализов. Составы породообразующих минералов определялись на рентгеновском микроанализаторе “Camebax” в ИВиС ДВО РАН, аналитик В.В. Ананьев.

 

Химический состав пород

В результате ревизии имеющейся в нашем распоряжении коллекции горных пород, драгированных на подводном вулкане Эсмеральда в 4-м и 5-м рейсах НИС “Вулканолог”, были получены новые данные о силикатном [Ананьев и др., 2023] и редкоэлементном составах еще 12 образцов (табл. 2). Кроме того, приведен один ранее неопубликованный силикатный анализ, выполненный в Институте вулканологии ДВО РАН (см. табл. 2, обр. B5-6-82).

 

Таблица 2. Состав пород, драгированных в 4 и 5 рейсах НИС “Вулканолог”

№ п/п	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10
№ обр.	B4-1	В4-3а	В4-31	В4-3/3	В4-27	В4-30	В5-6-72	В4-5/1	В4-6	В4-2
SiO2	46.61	48.53	48.54	48.54	49.00	49.09	49.84	50.73	52.35	53.28
TiO2	2.31	1.24	1.35	1.25	1.29	1.29	1.28	1.42	1.50	1.44
Al2O3	15.49	17.42	16.96	16.93	18.81	17.59	17.97	15.98	13.51	13.75
Fe2O3	0.17	4.65	2.97	4.91	2.79	3.63	1.66	3.31	2.04	1.22
FeO	12.18	8.81	10.89	8.54	9.29	9.94	10.19	9.35	13.00	12.93
MnO	0.17	0.16	0.24	0.16	0.17	0.18	0.18	0.18	0.29	0.27
MgO	6.66	3.21	2.89	3.45	2.41	2.85	2.76	2.81	2.30	2.37
CaO	6.85	10.83	9.90	10.56	10.08	10.03	10.10	9.28	7.16	6.98
Na2O	4.52	2.82	3.22	3.19	3.69	3.15	3.66	4.34	3.95	3.89
K2O	2.75	0.49	0.87	0.47	0.53	0.52	0.52	0.66	1.38	1.36
P2O5	0.59	0.16	0.14	0.15	0.17	0.16	0.16	0.27	0.22	0.22
ППП	1.36	1.31	1.22	1.24	1.10	1.21	1.23	0.80	1.45	1.44
Сумма	99.66	99.63	99.19	99.39	99.33	99.64	99.55	99.13	99.15	99.15
Sc	17	40	38	39	39	40	37	46	39	40
V	159	450	380	440	460	460	440	550	203	218
Cr	291	46	17	46	50	49	50	43	6	7
Co	40	67	33	66	64	63	62	70	23	20
Ni	223	10	16	14	14	19	16	14	9	10
Cu	44	250	233	250	240	260	250	280	309	317
Zn	118	100	113	110	100	100	100	120	150	165
Ga	18	15	17	16	16	17	17	17	15	15
Rb	76	13	15	13	14	13	13	18	27	26
Sr	822	370	400	370	380	380	380	380	370	371
Ba	743	240	268	240	270	260	240	270	501	462
Y	28	25	26	26	27	27	26	32	46	45
Zr	262	74	68	74	76	75	74	81	108	109
Nb	66.0	—	3.1	—	—	—	—	—	3.0	3.3
№ п/п	11	12	13	14	15	16	17	18	19	20
№ обр.	В4-7/10	В4-3/1	В4-7/3	B5-6-82	7/1	3/18Б	31/2	6/2	6/1	7/6
SiO2	55.00	62.99	48.64	50.32	50.76	51.12	52.65	55.42	55.68	51.36
TiO2	1.33	0.43	1.20	0.80	0.88	0.92	0.97	1.12	1.12	0.94
Al2O3	17.23	16.22	18.79	15.57	18.05	17.79	17.25	13.41	12.78	15.27
Fe2O3	4.63	2.30	1.78	2.25	2.44	2.02	2.67	1.91	1.87	5.73
FeO	4.03	3.90	9.50	6.70	8.50	8.32	8.44	10.71	10.86	6.31
MnO	0.06	0.10	0.20	0.38	0.20	0.20	0.20	0.27	0.27	0.20
MgO	3.72	1.94	3.37	9.79	3.42	3.36	3.31	2.62	3.10	3.58
CaO	8.48	6.45	10.89	10.16	11.06	11.06	10.69	7.94	7.72	10.69
Na2O	3.43	2.99	3.16	2.30	2.57	2.49	2.62	3.39	3.31	2.81
K2O	0.38	1.03	0.60	0.62	0.85	0.88	0.88	1.55	1.47	0.88
P2O5	0.35	0.21	0.14	0.17	0.21	0.19	0.21	0.34	0.34	0.19
ППП	0.49	0.74	1.06	1.13	0.38	1.21	0.81	0.84	0.84	1.77
Сумма	99.13	99.30	99.33	100.19	99.32	99.56	100.70	99.52	99.36	99.73
Sc	34	25	36	—	—	—	—	—	—	—
V	380	230	575	—	—	—	—	—	—	—
Cr	48	50	25	—	—	—	—	—	—	—
Co	38	21	33	—	—	—	—	—	—	—
Ni	22	8	14	—	—	—	—	—	—	—
Cu	160	180	92	—	—	—	—	—	—	—
Zn	24	62	87	—	—	—	—	—	—	—
Ga	16	13	16	—	—	—	—	—	—	—
Rb	1	27	8	—	—	—	—	—	—	—
Sr	420	650	395	—	—	—	—	—	—	—
Ba	360	250	148	—	—	—	—	—	—	—
Y	29	18	17	—	—	—	—	—	—	—
Zr	88	56	44	—	—	—	—	—	—	—
Nb	—	—	2.9	—	—	—	—	—	—	—

Примечание. 1 – щелочной базальт [Колосков и др., 2021]; 2–8, 15–16 – базальт; 9–11, 17–19 – андезибазальт; 12 – дацит; 13–14, 20 – габбро (1–14 – данные авторов; 15–20 – данные из работы [Горшков и др., 1980]). Определение породообразующих окислов пород выполнено методом “мокрой” химии, редких элементов – инструментальным нейтронно-активационным, эмиссионно-спектральным в ГИН РАН, аналитики А.С. Гор и М.В. Родченко.

 

На диаграмме TAS практически все точки составов лежат в области пород нормальной щелочности, за исключением одного анализа (см. табл. 2, обр. В4-1) попадающего в поле щелочных базальтов (рис. 6). По кремнекислотности практически все анализы соответствуют базальтам‒андезибазальтам и лишь один образец (см. табл. 2, обр. В4-3/1) является дацитом.

 

Рис. 6. Диаграмма химической классификации магматических пород, сумма щелочей – кремнезем, (TAS). 1–3 – данные авторов настоящей статьи: 1 – эффузивы, 2 – щелочной базальт, 3 – габбро; 4 – данные из работы [Stern, Bibee, 1984]; 5 – данные из работы [Pearce, 2005]; 6 – данные из работы [Wang и др., 2020]; 7 – данные из работы [Горшков и др., 1980].

 

По петрохимическим характеристикам все анализы, кроме одного образца (см. табл. 2, обр. В4-1), соответствуют остороводужной толеитовой высокожелезистой серии пород (рис. 7а‒7в). На дискриминантной диаграмме [Mullen 1983] (см. рис. 7б) фигуративная точка анализа обр. В4-1 попадает в поле щелочных базальтов океанических островов (OIA).

 

Рис. 7. AMF дискриминантная диаграмма [Irvine, Baragar, 1971] (a), MnO‒TiO₂‒P₂O₅ дискриминантная диаграмма [Mullen, 1983] (б), SiO₂‒FeO/MgO дискриминантная диаграмма [Miyashiro, 1974] (в). Условные обозначения см. рис. 6.

 

Микроэлементный состав пород, за исключением базанита (табл. 3), определен только частично, поэтому сравнительная геохимия пород определяется по имеющемуся в настоящее время набору микроэлементов.

 

Таблица 3. Репрезентантивный анализ редких и редкоземельных элементов в образце B4-1 (ppm)

Li	Be	Sc	V	Cr	Co	Ni	Cu	Ga	Rb	Sr	Y	Zr	Nb	Mo	Sn	Sb	Cs	Ba	La
8.5	2.2	15.4	157.0	399.0	43.0	207.0	35.0	21.5	74.0	816.0	23.6	291.0	72.5	3.3	2.2	0.2	0.8	561.0	53.0
Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb	Dy	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	Hf	Ta	W	Tl	Pb	Th	U
100.0	11.3	44.0	8.0	2.5	7.8	1.0	5.5	1.0	2.5	0.3	1.8	0.3	6.6	4.4	1.4	0.1	5.2	8.6	1.9

Примечание. Анализы выполнены методом индуктивно-связанной плазмы (ICP) в ГИН РАН, аналитик О.И. Окина.

 

На диаграммах (см. рис. 7б, 8) практически все фигуративные точки микроэлементных составов исследуемых пород попадают в поля островодужных толеитов (IAB, IAT) и только состав базанита попадает в поле OIB. На спайдер-диаграмме (рис. 9) можно видеть, что положение поля базальтов-андезибазальтов, а также тренда дацита и габбро, находится выше тренда Е-MORB, приближаясь к тренду OIB, а концентрации Zr и Ti сравнимы или меньше, чем в MORB, что и характерно для пород IAT.

 

Рис. 8. Si‒Ti‒Sr дискриминантная диаграмма [Vermeesch, 2006] (а); V‒Ti‒Sc дискриминантная диаграмма [Vermeesch, 2006] (б); Cr-Y дискриминантная диаграмма [Pearce et al., 1981] (в). Условные обозначения см. рис. 6.

 

Рис. 9. Нормализованные по примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989] редкие элементы.

 

Совокупность полученных нами данных позволяет сделать заключение, что все описываемые породы (за исключением базанита), как по составу макроэлементов (см. рис. 7), так и микроэлементов (см. рис. 8, 9), соответствуют железистым островодужным толеитам (IAB, IAT), что, в общем, отвечает их геологическому положению в задуговом бассейне Марианской островодужной системы.

Фигуративные точки состава базанита на диаграммах (см. рис. 4б, 5а, 5б) и тренд базанита на спайдер-диаграммах (рис. 10а, 10б) практически полностью соответствует тренду базальтов OIB. По сравнению с базальтами MORB (см. рис. 10а, 10б), состав базанита отличается высоким содержанием LILE (Rb, Ba, Sr) и HFSE (Y, Th, U, Zr, Hf, Ti, Nb, L-MREE) элементов (см. табл. 3) и имеет более высокие концентрации K, Rb, Ba, Sr, Ti, Zr, Y, P для всех исследованных нами пород (см. рис. 9).

 

Рис. 10. Нормализованные по хондориту [Sun, McDonough, 1989] данные по РЗЭ базальтов вулкана Эсмеральда, Марианскому трогу [Stern, Bibee, 1984] и базаниту B4-1 (а) и нормализованные по примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989] редкие и редкоземельные элементы в базаните B4-1 (б).

 

Имеющиеся геохимические данные позволяют отнести базанит к типу щелочных базальтов океанических островов (OIB, OIA). Породы подобного типа не известны в составе Марианской островодужной дуги и Марианского трога и не были ранее обнаружены в составе вулканитов Марианского задугового бассейна.

В тропическую зону, в которой расположен активный подводный вулкан Эсмеральда, образец базанита не мог попасть в результате ледового разноса, и, маловероятно, что кто-то целенаправленно выбросил этот образец с борта проходящего морского судна, или пролетающего воздушного судна. Форма образца, по мнению авторов настоящей работы, имеющих большой опыт морских экспедиционных исследований, говорит о его коренном залегании. Находка базанита, как и многочисленные образцы габбро, опробованные в прикратерной зоне, являются несомненным везением и в очередной раз показывают, что геологическое опробование подводных вулканов из-за недостатков методики, судового времени и финансирования, до сих пор является несовершенным, а лабораторные исследования, к большому сожалению, проводятся на ограниченном количестве образцов.

Полученные нами данные о составе драгированных пород в 4-м и 5-м рейсах НИС “Вулканолог” (рис. 11) расширяют известное ранее поле составов пород массива Эсмеральда, графически представленное на диаграмме Ti–Zr, опубликованной в работе [Stern, Bibee, 1984].

 

Рис. 11. Ti‒Zr дискриминантная диаграмма. 1 – зона составов вулкана Эсмеральда (по нашим данным); 2 – зона составов (по [Stern, Bibee, 1984]); 3 – зона составов Марианской островной дуги; B и С – поле базальтов океанического дна; A и B – поле островодужных толеитов; A, B и D – поле щелочноземельной серии пород. Условные обозначения см. рис. 6.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенное обобщение оригинальных данных и литературного материала позволило получить наиболее полную в настоящий момент информацию о строении, вулканической активности, фумарольной деятельности и геофизических характеристиках подводного вулкана Эсмеральда, которую в дальнейшем можно рассматривать с различных точек зрения.

На современном уровне изучены образцы горных пород, драгированных в 4-м и 5-м рейсах НИС “Вулканолог” в январе и июле 1978 г. с постройки подводного вулкана и определены их петролого-минералогические и геохимические особенности, что позволило расширить геохимический спектр пород, слагающих этот вулкан.

Впервые при изучении подводного вулкана Эсмеральда обнаружены и описаны образцы дацита и базанита. Это говорит о том, что петрохимическое разнообразие подводного вулкана Эсмеральда шире, чем представлялось ранее.

Для всех драгированных пород отмечены повышенные концентрации некогерентных LILE и в меньшей степени HFSE элементов. Основная часть пород относится к ассоциации островодужных железистых толеитов (IAB, IAT), состав единственного образца базанита, соответствует щелочным базальтам океанических островов (OIB, OIA). В минералогическом аспекте характерно повышенное содержание железа во вкрапленниках плагиоклаза, что подтверждает приверженность пород к высокожелезистой толеитовой ассоциации. Высокое содержание стронция в плагиоклазе базанита, указывает на то, что стронций, в данном случае, можно только условно считать LILE-элементом и в процессе гравитационной дифференциации данной породы может произойти обеднение остаточного расплава этим элементом.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена в рамках госзаданий Лаборатории петрологии и геохимии ИВиС ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский) и Лаборатории геологии и рудогенеза океанической литосферы ГИН РАН (г. Москва).

About the authors

V. V. Ananyev

Institute of Volcanology and Seismology, Far East Branch, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: aversun@yandex.ru
Russian Federation, bulvar Piipa, 9, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006

V. V. Petrova

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: v.petrova.v@gmail.com
Russian Federation, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1, Moscow, 119017

V. A. Rashidov

Institute of Volcanology and Seismology, Far East Branch, Russian Academy of Sciences

Email: rashidva@kscnet.ru
Russian Federation, bulvar Piipa, 9, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006

References

Supplementary files