Evolution of the isotopic-geochemical composition of rocks of Uksichan volcano, Sredinnyi range, Kamchatka, and its relations to the tectonic restyling of Kamchatka in the neogene

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

История геологического развития Камчатки представляет собой неоднократную смену геодинамических обстановок с проявлением не только субдукционных и аккреционно-коллизионных, но и рифтогенных процессов (например, Леглер, 1977; Соловьев и др., 1998). Причины масштабных структурных преобразований остаются не до конца понятными, даже для относительно молодых событий. Последнюю позднемиоцен-плиоценовую перестройку большинство исследователей (например, Леглер, 1977; Константиновская, 2003; Авдейко и др., 2006) связывают со ступенчатой аккрецией Кроноцкой палеовулканической дуги. В результате блокировки древней олигоцен-миоценовой и зарождении новой зоны субдукции произошло формирование современных вулканических поясов, включающих Восточный вулканический пояс (ВВП), располагающихся в тыловой зоне Центрально-Камчатской депрессии (ЦКД) и вулканического пояса Срединного хребта (СХ). Прекращение олигоцен-миоценового «фронтального» субдукционного магматизма в СХ датируется поздним миоценом (около 6 млн лет назад), а вспышка нового этапа вулканизма во вновь сформированном вулканическом фронте произошла ~2 млн лет назад (Авдейко и др., 2006). Таким образом, в течение 3–4 млн лет субдукционные процессы, если и оказывали влияние на магматизм Камчатки, то только в части, расположенной южнее Малко-Петропавловской зоны широтных разломов. Возникает вопрос – с какими процессами связан продолжающийся в течении ~ 7 млн лет активный вулканизм в СХ (например, Волынец и др, 1983; Антипин и др., 1987; Volynets et al., 2010), а также излияния плиоценовых магнезиальных андезитов и высоко-Nb базальтов в ЦКД (Перепелов, 2014)? Эта проблема специально не рассматривалась, хотя в литературе высказывались разные предположения, например, о проникновении в мантию под Камчаткой вещества глубинного плюма (например, Volynets, 1994). В настоящей статье этот вопрос обсуждается на основании новых изотопных и микроэлементных данных по составу пород крупнейшего в СХ долгоживущего вулканического центра Уксичан.

КРАТКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Основные эпохи субдукционного вулканизма Камчатской островной дуги, локализованной в области тройного сочленения Тихоокеанской, Охотской и Берингово­морской литосферных плит, датируются эоценом, миоценом и плейстоцен-голоценом. В позднем миоцене (~6 млн лет назад) фронтальная вулканическая зона, располагавшаяся в СХ, сместилась на восток (Авдейко и др., 2006), формируя современную конфигурацию островодужной системы (рис. 1).

СХ в настоящее время представляет собой линейную вулканическую зону длиной ~ 700 км и шириной до 100 км. Мощность подстилающей континентальной коры оценивается в 35–40 км (Балеста, 1981; Levin et al., 2002). Домезозойский и мезозойский фундамент, представленный гранито-метаморфическими комплексами, выходит на поверхность в южной части хребта.

Продукты плиоценового вулканизма распространены в пределах хребтов Быстринский, Козыревский, Крюки и Столбовая Тундра. Позднеплейстоцен-голоценовые (преимущественно базальтовые) лавы картируются в водораздельной части СХ, на его западных и незначительно на восточных склонах (Volynets et al., 2010). Современные вулканические проявления ограниченно распространены на юге (Певзнер, 2015).

Долгоживущий вулканический центр Уксичан – предмет данного исследования, включает плиоценовый щитовой вулкан Уксичан и расположенные по его периферии позднеплейстоцен-голоценовые мелкие вулканические постройки.

Щитовой вулкан (рис. 1) представляет собой крупнейшее плиоценовое вулканическое сооружение СХ. В его основании картируются миоценовые низкокалиевые вулканогенные толщи, сложенные породами, варьирующими по составу от базальтов до риолитов (Перепелов, 1989). Кровля мелового фундамента залегает на глубине 2–4 км, а гранитно-метаморфического слоя – на глубине не более 6 км при общей мощности консолидированной коры 28–30 км (Балеста и др., 1977).

По данным изотопного датирования возраст вулкана оценивается в 3.6 млн лет (K-Ar, Перепелов и др., 2006) и 3.28 ± 0.04 млн лет (U-Pb, Костицын, Аносова, 2013). Ar-Ar возраст продуктов начальной (3.56 ± 0.50 млн лет) и заключительной (3.34 ± 0.07 млн лет) стадий развития свидетельствует о его формировании в течении ~300 тыс. лет (Bindeman et al., 2010).

Согласно (Перепелов, 1989), ранние этапы развития вулканической постройки связаны с излиянием высококалиевых (ВК) базальтов и андезибазальтов, формированием покровов аглютинатов и псефитовых туфов, мощность которых в стенках кальдеры достигает в 750 м. После незначительного перерыва, наряду с ВК-базальтами и ВК-андезибазальтами, происходили излияния латитов, кварцевых латитов и игнимбритов, причем длина потоков латитов достигает 20 км. Завершение активного вулканизма связано с образованием кальдеры и формированием в ее центральной части экструзивного комплекса, а за пределами – небольших по площади покровов ВК-андезитов и андезидацитов, редко трахидацитов и трахириодацитов. Интенсивная гидротермальная деятельность в северо-восточной части кальдеры выразилась в цеолитизации, алунитизации, сульфидизации, пропилитизации и окварцевании вулканитов, вплоть до появления кварцевых прожилков и массивных вторичных кварцитов.

 

Рис. 1. Упрощенная геологическая карта вулканического центра Уксичан по (Стефанову, Широкий, 1980). 1 – миоцен-плиоценовый (N₁–N₂) вулканогенный фундамент; 2, 3 – среднеплиоценовый (N₂) вулкан Уксичан: щитовой вулкан (2), внутрикальдерный экструзивный комплекс (3); 4, 5 – позднеплейстоцено-голоценовые (Q_3-4) мафические лавы: щитообразные вулканические постройки (4), ареальные шлаково-лавовые вулканические конуса (5); 6 – участки эпитермального оруденения; 7 – кольцевые разрывные нарушения кальдеры. На врезке: положение вулканического центра Уксичан (черный круг) и вулканических структур Камчатки. СХ – Срединный хребет, ЦКД – Центрально-Камчатская депрессия, ВВП – Восточный вулканический пояс. Стрелкой показано направление смещения области влияния океанической астеносферы

 

Плейстоцен-голоценовый этап магматической активность проявлен в виде ареального базальтового вулканизма, контролируемого разломными зонами северо-восточного простирания. В позднем плейстоцене (Q3) сформировались небольшие щитообразные вулканы Чингейнгейн, Эбев-Бунаня, влк. 1480.8, а в голоцене (Q4) – моногенные шлаковые конуса. В строении вулканических разрезов наряду с лавами принимают участие аглютинаты, агломератовые и псефитовые туфы, шлаки (Перепелов, 1989). Современная вулканическая активность в пределах вулканического центра Уксичан не фиксируется.

 

Таблица 1. Описание образцов пород вулканического центра Уксичан

Образец	Воз­раст	Вулканическая постройка	Тип породы	Широта (С)	Долгота (В)
ES-914	N2	Стратовулкан	Трахибазальт	56°0′19.47″	158°30′49.36″
ES-1826	N2	Стратовулкан	Базальт	56°2′4.19″	158°18′1.43″
ES-898	N2	Стратовулкан	Базальт	56°3′59.42″	158°34′41.68″
ES-1756	N2	Стратовулкан	Андезибазальт	56°7′54.70″	158°19′29.86″
ES-1777	N2	Стратовулкан	Трахиандезибазальт	56°7′23.17″	158°19′40.79″
ES-1755	N2	Стратовулкан	Трахиандезибазальт	56°7′53.34″	158°19′26.97″
ES-862*	N2	Стратовулкан	Трахиандезибазальт	55°57′19.90″	158°28′15.67″
ES-777	N2	Стратовулкан	Трахиандезит	56°3′46.60″	158°25′5.55″
ES-1838	N2	Щитовой вулкан	Базальт	56°1′21.13″	158°17′35.52″
ES-1837	N2	Щитовой вулкан	Андезибазальт	56°1′27.29″	158°17′42.08″
ES-1742	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезибазальт	56°6′39.78″	158°17′43.62″
ES-1718	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезибазальт	56°3′52.00″	158°15′32.11″
ES-1722	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезибазальт	56°4′9.79″	158°15′44.61″
ES-1731	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезибазальт	56°4′51.79″	158°15′56.92″
ES-1832	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезибазальт	56°1′50.26″	158°18′13.92″
ES-1833	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезибазальт	56°1′48.72″	158°18′15.54″
ES-1831	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезибазальт	56°1′52.13	158°18′12.06
ES-1834	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	56°1′45.61″	158°18′12.80″
ES-1721	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	56°4′6.63″	158°15′39.56″
ES-1730	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	56°4′53.81″	158°16′2.29″
ES-1738	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	56°5′2.91″	158°17′24.28″
ES-871*	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	55°57′39.79″	158°35′2.14″
ES-781*	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	56°5′26.52″	158°23′43.14″
ES-872*	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	55°57′42.31″	158°35′1.93″
ES-1712	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	56°3′57.15″	158°16′5.61″
ES-1706	N2	Щитовой вулкан	Трахиандезит	56°5′20.68″	158°19′45.40″
ES-1735	N2	Щитовой вулкан	Трахидацит	56°5′13.75″	158°16′41.32″
ES-1720/1	N2	Щитовой вулкан	Трахит	56°4′18.28″	158°15′24.75″
ES-1746	N2	Щитовой вулкан	Трахит	56°7′53.63″	158°18′54.11″
ES-756	N2	Щитовой вулкан	Трахит	55°56′41.62″	158°27′30.77″
ES-806	N2	Кальдера	Дацит	56°4′20.61″	158°23′21.83″
ES-774*	N2	Кальдера	Трахит	55°58′47.21″	158°34′3.28″
ES-809*	N2	Кальдера	Трахидацит	56°3′15.89″	158°28′16.12″
ES-810*	N2	Кальдера	Трахидацит	56°2′48.79″	158°29′1.08″
ES-944	N2	Кальдера	Щелочные риодациты	56°3′50.47″	158°29′23.97″
ES-911*	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Базальт	56°0′21.32″	158°31′9.49″
ES-772*	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Базальт	55°59′21.23″	158°32′13.24″
ES-910*	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Базальт	55°59′45.50″	158°30′3.33″
ES-769	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Базальт	55°59′18.90″	158°32′4.83″
ES-909*	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Базальт	55°59′39.55″	158°29′53.87″
ES-887	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Андезибазальт	56°0′10.42″	158°35′16.66″
ES-1751	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Андезибазальт	56°8′42.55″	158°19′8.37″
ES-757	Q3	Поздние щитовые вулканические постройки	Андезит	55°56′58.64″	158°27′10.79″
ES-976*	Q4	Ареальные конуса	Базальт	55°58′26.00″	158°30′20.89″
ES-762*	Q4	Ареальные конуса	Базальт	55°56′56.18″	158°26′13.21″
ES-936	Q4	Ареальные конуса	Андезибазальт	55°56′0.10″	158°31′57.55″
ES-751*	Q4	Ареальные конуса	Андезибазальт	55°56′57.83″	158°31′6.17″
ES-814*	Q4	Ареальные конуса	Андезибазальт	55°56′28.23″	158°29′37.50″

 

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В настоящей работе основное внимание уделялось изучению мафических лав (SiO₂ < 57 мас.%), наиболее информативных при реконструкции глубинных магматических процессов. Возрастная привязка и координаты изученных образцов приведены в табл. 1.

Пробоподготовка проводилась на оборудовании для обработки геологических проб и образцов российского производства и фирмы Fritsch (Германия) с контролем качества и чистоты. Для изучения минерального состава и структур вулканических пород было описано 155 прозрачных шлифов с использованием современного поляризационного микроскопа ERGAVAL CARL ZEISS JENA (Германия) (ДВГИ ДВО РАН). Составы породообразующих и акцессорных минералов, стекла основной массы определялись с использованием рентгеновских микроанализаторов JXA-8100 (JEOL Ltd., Япония) (ДВГИ ДВО РАН), Camebax 244 (ИВиС ДВО РАН).

Концентрация петрогенных элементов определялась в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН с применением методов гравиметрии (SiO₂) и атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃*, CaO, MgO, MnO, K₂O, Na₂O, P₂O₅) на спектрометре ICAP 6500 Duo (Thermo Electron Corporation, США). В качестве внутреннего стандарта добавлялся раствор кадмия (концентрация 10 г/т) (аналитики В.Н. Каминская, М.Г. Блохин, Г.И. Горбач). Учитывая преимущественно основной состав и относительно низкое содержание щелочей, для перевода в раствор силикатного вещества применялся метод открытого кислотного разложения в смеси кислот HF, HNO3, HClO4 («superapure», Merck) в отношении 2.5 : 1 : 0.5. Градуировочные растворы готовились из стандартных образцов состава ДВА, ДВБ, ДВД, ДВР, СА-1 (Россия) путем открытого разложения.

Определение микроэлементов выполнялось на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500 (Agilent Technologies, США) с использованием в качестве внутреннего стандарта 115In при конечной концентрации в растворе 10 мг/т. Для градуировки прибора применялись многоэлементные сертифицированные растворы CLMS-1, -2,- 3, -4 (CША); в качестве стандартов – геологические образцы базальтов JB-2, JB-3, андезита JA-2 (Япония) (Imai et al., 1995).

Pb, Sr, Nd изотопные анализы были выполнены в GEOMAR Helmholtz Centre for Ocean Research (Кельн, Германия) с использованием дробленых фрагментов пород из фракции 0.5–2 мм. Около 150–300 мг материала выдерживали в ультрачистом растворе 2N HCl при 70°C в течение одного часа, а затем трижды промывали в ультрачистой воде. Полученную пробу растворяли в смеси кислот HF-HNO₃ при 150°C в течение 48 ч в закрытом 15 мл тефлоновом контейнере с последующим хроматографическим выделением Pb, Sr и Nd согласно процедуре, описанной в работе (Hoernle et al., 2011).

Изотопный состав Sr и Nd анализировался на масс-спектрометре ThermoFinnigan TRITON. Измеренные отношения Sr и Nd нормализовывались к 86Sr/88Sr = 0.1194 и 146Nd/144Nd = = 0.7219. Измеренные отношения представлены относительно ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.710250 ± 0.000007 (N = 6, 2s) для стандарта NBS987 и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.511850 ± 0.000011 (N = 5, 2s) для стандарта La Jolla. Изотопные отношения Pb определялись по методике двойного изотопного разбавления с использованием 207Pb-204Pb маркера SBL74, согласно процедуре, изложенной в работе (Hoernle et al., 2011). Анализы проводились на Finnigan MAT262 RPQ2+. В период 2012–2014 гг. полученные с использованием этой методики значения для стандарта SRM NBS 981 составили ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 36.7249 ± 0.0070, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.4991 ± 0.0027, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = = 16.9417 ± 0.0027, ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb = 0.91485 ± 0.00004 и ²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb = 2.16772 ± 0.00013 (N = 95, 2s). Лабораторный фон для Sr-Nd-Pb составлял менее 50 пикограмм и принимался незначительным.

Изотопный анализ кислорода по валу выполнен в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН. Подготовка образцов к масс-спектрометрическому измерению проведена лазерным методом фторирования. Выделение кислорода выполнено при нагреве проб инфракрасным лазером (MIR-10-30, NewWaveResearch, USA) в атмосфере паров BrF₅. Очистка кислорода произведена методом криогенного разделения, химическим методом с использованием KBr и хроматографическим методом на капиллярной колонке MOLSIV (длина 25 м, внутренний диаметр 0.32 мм, рабочая температура 60°С). Измерение изотопного состава кислорода проведено на изотопном масс-спектрометре FinniganMAT 253 (ThermoScientific, Германия), работающем в режиме постоянного потока гелия. Измерения выполнены относительно лабораторного стандарта О2, калиброванного по международному стандарту NBS-28 и стандарту UWG-2 (Valley et al., 1995). Результаты измерений представлены в общепринятой форме:

δ = (R_{образец}/R_{стандарт} – 1) × 1000 (‰),

где Rобразец и Rстандарт – отношение ¹⁸О/¹⁶О в об­разце и стандарте соответственно. Воспроизводимость результатов δ¹⁸O по стандартам (1σ) составляла 0.2‰, n = 10. Вес анализируемых образцов 1–2 мг. Результаты измерений δ¹⁸O образцов даны в отношении к международному стандарту VSMOW.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Общие черты петрохимии и геохимии вулканических пород центра Уксичан были рассмотрены в работах Э.И. Пополитова и О.Н. Волынца (1981), а также О.Н. Волынца с соавторами (1986). Анализируя распределение редких и петрогенных элементов, исследователи отнесли серию лав щитового вулкана к абсарокит-шошонит-латит-трахитовой серии. В более поздних работах (Перепелов, 1989; Антипин и др., 1987) эффузивные породы плиоценового возраста были объединены в высококалиевую известково-щелочную, шошонит-латитовую и умеренно-калиевую известково-щелочную серии.

Петрография и минералогия

В пределах плиоценового щитового сооружения мафические лавы характеризуют, главным образом, начальные этапы формирования. Они представлены трахибазальтами и трихиандезибазальтами, в ассоциации минералов-вкрапленников которых преобладают плагиоклаз (An_52-90 15–20%), клинопироксен (Mg# = 65–77, 5–8 %), оливин (Fo_60-75 3–5 %), магнетит (< 2%) и ортопироксен (Mg# = 64–77, < 2%). По характеру сростков и включений можно предположить, что на позднем этапе происходила совместная кристаллизация Pl + Сpx + Ol ± Opx ± Ti-Mаg. В некоторых образцах наблюдаются гибридные ассоциации вкрапленников плагиоклаза и пироксена с прямой зональностью (Pl: центр – An_64-71, край – An_47-64; Cpx: центр – Mg# = 76–77, край – Mg# = 72–75) и обратной зональностью (Pl: центр – An_52-83, край – An_62-86; Cpx: центр – Mg# = 70–74, край – Mg# = 76).

Познеплейстоцен-голоценовые базальты и андезибазальты, слагающие небольшие щитовые вулканы, характеризуются порфировой структурой и преимущественно гиалопилитовой структурой основной массы. Во вкрапленниках присутствует плагиоклаз
(An_60-81 13–18%), оливин (Fo_67-78 2–7%), клинопироксен (Mg# = 73–75, 2–4%) и ортопироксен (Mg# = 73–76, < 2%). Сравнительно низкое содержание волластонитового минала в клинопироксенах и высокое в ортопироксенах, свидетельствует о повышенных температурах кристаллизации. Титаномагнетит диагностируется только в основной массе.

Мафические лавы моногенных шлаковых конусов, относимые к голоцену, отличаются редкопорфировой структурой и гиало­пилитовой основной массой с доминированием вкрапленников оливина (Fo_66-88 10–12%). Субфенокристаллы Pl (An_73–85< 3%) и Cpx (Mg# = 72–81, < 3%) встречаются в небольшом количестве. В основной массе присутствует магнетит. По характеру сростков и включений предполагается сходный порядок кристаллизации позднеплейстоценовых и голоценовых основных пород: Ol ± Px → Ol + Px ± Pl ± Ti-Mаg.

Геохимия главных и микроэлементов

Плиоценовые мафические лавы щитовой постройки классифицируются как умеренно- и высококалиевые трахибазальты и трахиандезибазальты (К₂О = 1.1–2.7 мас.%) (рис. 2). На вариационных диаграммах (рис. 3) эти породы, а также более кислые латиты, формируют единый эволюционный ряд с закономерным снижением концентраций оксидов железа, кальция, глинозема и возрастанием суммы щелочей и SiO₂ при уменьшении содержания MgO. Содержание TiO₂ меняется незначительно (0.9–1.2 мас.%) (табл. 2).

 

Рис. 2. Классификационные диаграммы вулканичес¬кого центра Уксичан по (Le Maitre et al., 2002), (мас.%). Для сравнения показаны составы пород вулкана Шивелуч (Ш) (неопубликованные данные) и ВВП по (Churikova et al., 2001; Münker et al., 2004; Kepezhinskas et al., 1997). Поля составов: Б – базальты, АБ – андезибазальты, ТБ – трахибазальты, ТАБ – трахиандезибазальты, ТА – трахиандезиты.

 

Рис. 3. Вариации содержаний петрогенных оксидов (мас.%) в зависимости от магнезиальности в породах вулканического центра Уксичан (N₂–Q_3-4).

 

Таблица 2. Содержания петрогенных оксидов (мас.%) и микроэлементов (г/т) в представительных образцах вулканического центра Уксичан

Компо-ненты	Стратовулкан Уксичан (N2)
	ES-1826	ES-914	ES-898	ES-1756	ES-862*	ES-1777	ES-1755	ES-777
SiO2	51.66	51.13	50.19	52.8	54.57	52.2	53.75	59.28
TiO2	0.97	1.18	0.92	0.88	0.95	0.99	0.93	0.77
Al2O3	17.52	17.95	18.8	17.66	17.61	15.88	16.99	16.41
Fe2O3	1.36	5.07	4.3	3.8	3.23	1.49	1.36	2.23
FeO	6.94	4.37	5.24	5.58	5.03	7.59	6.92	3.99
MnO	0.13	0.16	0.18	0.17	0.16	0.16	0.15	0.13
MgO	4.9	4.65	5.82	4.96	4.3	5.12	4.24	3.46
CaO	9.7	9.01	9.75	8.55	7.77	9.35	7.97	5.67
Na2O	3.24	3.61	2.86	3.35	3.38	3.17	3.53	3.69
K2O	1.54	2.1	1.3	2.03	2.25	2.05	2.13	3.1
P2O5	0.32	0.47	0.26	0.32	0.41	0.36	0.35	0.27
H2O–	н.а.	0.12	0.21	н.о.	н.а.	н.а.	н.а.	н.а.
П.п.п.	1.06	0.48	0.58	0.21	0.01	0.93	0.96	0.73
Сумма	99.34	100.30	100.41	100.31	99.67	99.29	99.28	99.73
Cs	0.21	0.22	0.25	0.44	0.61	0.43	0.54	1.3
Rb	15.22	23.97	12.77	20.19	30.24	22.11	25.83	51.17
Ba	582.9	736.3	521.4	762.1	692.97	679.5	706.8	941.2
Th	0.67	1.41	0.56	1.05	1.58	0.93	1.03	2.2
U	0.53	0.88	0.42	0.72	0.74	0.65	0.72	1.47
Nb	1.46	5.17	1.33	2	3.95	2.21	2.19	4.92
Ta	0.11	0.28	0.08	0.14	0.23	0.3	0.17	0.34
La	7.31	13.89	7.23	10.23	13.73	8.8	9.62	15.98
Ce	17.61	35.5	18.5	24.85	34.69	21.28	22.85	37.68
Pb	5.39	6.3	4.56	6.65	6.49	5.95	7.04	8.8
Pr	2.74	4.83	2.82	3.69	5.05	3.27	3.51	5.16
Sr	732.2	834.4	760.3	711.2	621.04	697.6	647.7	474
Nd	13.76	21.52	13.42	17.02	22.61	15.69	16.61	21.63
Zr	55.24	106.7	55.39	93.68	174.87	74.45	81.11	171.2
Hf	2.1	2.86	1.73	2.58	3.11	2.85	3.08	4.3
Sm	3.53	5.03	3.46	4.25	5.28	4	3.99	4.8
Eu	1.12	1.57	1.17	1.16	1.61	1.22	1.19	1.16
Gd	3.68	5.11	3.76	4.42	4.59	3.99	4.22	4.9
Tb	0.51	0.75	0.55	0.66	0.7	0.58	0.57	0.71
Dy	3.1	4.34	3.34	4.04	4.29	3.4	3.61	4.27
Y	16.91	22.74	17.64	21.02	22.75	19.4	20.45	21.92
Ho	0.63	0.86	0.65	0.8	0.87	0.74	0.75	0.83
Er	1.74	2.49	1.99	2.37	2.35	2.02	2.11	2.59
Tm	0.24	0.33	0.26	0.31	0.35	0.29	0.3	0.35
Yb	1.56	2.32	1.75	2.28	2.35	1.83	1.87	2.49
Lu	0.25	0.33	0.27	0.34	0.36	0.3	0.31	0.37

 

Компоненты	Щитовой вулкан Уксичан (N2)
	ES-1838	ES-1837	ES-1742	ES-1718	ES-1722	ES-1731	ES-1831	ES-1832
SiO2	51	51.95	52.7	52.6	53.5	53.1	52.9	52.8
TiO2	1.17	0.92	0.93	0.99	0.96	0.98	0.91	0.87
Al2O3	16.82	16.97	17.42	16.7	16.6	16.65	18.51	18.44
Fe2O3	1.72	1.45	1.28	1.36	1.33	1.36	1.27	3.29
FeO	8.78	7.4	6.55	6.93	6.79	6.95	6.51	5.25
MnO	0.17	0.15	0.14	0.16	0.16	0.16	0.14	0.15
MgO	4.57	5.19	3.61	4.8	4.64	4.73	3.6	3.54
CaO	9.36	9.08	8.14	8.73	8.62	8.19	9.36	8.7
Na2O	3.22	3.16	3.65	3.19	3.19	3.42	3.16	3.07
K2O	1.41	1.82	1.91	2.69	2.53	2.6	1.97	2.46
P2O5	0.32	0.29	0.35	0.48	0.45	0.45	0.38	0.39
H2O–	н.а.	н.а.	н.а.	н.а.	н.а.	н.а.	н.а.	н.о.
П.п.п.	0.48	0.25	1.07	0.59	0.21	0.76	0.87	0.58
Сумма	99.02	98.63	97.75	99.22	98.98	99.35	99.58	99.54
Cs	0.17	0.37	0.47	0.62	0.51	0.64	0.37	0.81
Rb	12.92	22.13	25.7	29.42	33.91	37.65	22.91	33.33
Ba	510	562.4	665.2	755.7	724.5	746.9	691.4	732
Th	0.58	0.91	0.86	1.32	1.27	1.3	1	1.24
U	0.39	0.64	0.6	1.01	1	0.97	0.73	1.03
Nb	1.17	2.11	1.85	2.42	2.26	2.99	1.58	2.12
Ta	0.09	0.13	0.2	0.21	0.22	0.31	0.14	0.15
La	7.29	8.23	8.69	11.09	10.92	11.12	9.54	10.79
Ce	18.67	19.97	20.43	29.14	28.11	27.32	24.11	27.19
Pb	3.99	6	5.43	7.32	7.03	7.32	6.64	6.94
Pr	2.74	2.99	3.07	4.3	4.18	4.13	3.52	4.13
Sr	718	698.3	693.1	640.5	630.5	721.2	739.3	730.5
Nd	13.26	14.46	14.93	20.25	19.56	19.69	16.82	19.1
Zr	47.13	70.69	68.35	99.24	85.82	96.51	69.68	98.87
Hf	н.а.	2.73	2.65	н.а.	н.а.	3.6	н.а.	2.91
Sm	3.28	3.54	3.7	4.69	4.82	4.72	4.01	4.65
Eu	1.17	1.1	1.22	1.5	1.46	1.48	1.22	1.26
Gd	3.57	3.73	4.04	4.87	4.92	4.72	4.13	4.66
Tb	0.53	0.49	0.55	0.69	0.69	0.66	0.61	0.69
Dy	3.08	3.08	3.41	3.97	4	3.94	3.59	3.92
Y	15.65	17.06	18.9	18.93	19.21	21.24	18.23	19.39
Ho	0.64	0.66	0.7	0.79	0.83	0.79	0.72	0.79
Er	1.7	1.71	1.93	2.15	2.17	2.26	1.95	2.34
Tm	0.25	0.26	0.29	0.32	0.34	0.31	0.29	0.32
Yb	1.62	1.69	1.86	2.07	2.06	2.02	1.88	2.18
Lu	0.25	0.26	0.28	0.32	0.33	0.33	0.3	0.32

 

Компоненты	Щитовой вулкан Уксичан (N2)
	ES-1833	ES-1834	ES-1721	ES-1730	ES-1738	ES-871*	ES-781*	ES-872*
SiO2	52.8	57.3	57.9	57.9	58.9	58.64	60.6	58.74
TiO2	0.86	0.8	1.07	1.08	1.13	1.06	0.77	0.94
Al2O3	17.89	18.89	16	16.1	15.54	16.41	16.5	17.49
Fe2O3	5.32	2.69	1.09	1.15	1.15	3.53	2.82	2.91
FeO	3.48	3.5	5.56	5.86	5.87	4.06	3.16	3.7
MnO	0.15	0.13	0.15	0.16	0.14	0.16	0.13	0.16
MgO	4.1	2.03	2.44	2.44	1.94	2.17	2.21	2.17
CaO	9.01	6.72	5.5	5.51	4.89	4.9	4.97	5.6
Na2O	3.09	3.96	3.96	4.13	3.94	4.28	3.83	4.18
K2O	2.16	3.39	4.66	3.96	4.32	3.75	3.94	3.28
P2O5	0.34	0.43	0.65	0.68	0.61	0.6	0.32	0.44
H2O–	н.о.	н.о.	н.а.	н.о.	н.а.	н.а.	н.а.	н.а.
П.п.п.	0.38	0.7	0.59	0.5	1.05	0.21	0.35	0.13
Сумма	99.58	100.54	99.57	99.48	99.48	99.77	99.6	99.74
Cs	0.52	0.95	1.4	1.1	1.11	1.17	1.75	1.07
Rb	26.13	36.83	59.88	49.5	56.7	65.15	74.43	54.69
Ba	792.1	1060.58	1051	1056	1095	1078.56	1029.05	967.99
Th	1.25	2.11	2.46	2	2.37	2.44	2.58	2.05
U	0.94	1.51	1.81	1.5	1.82	1.45	2.16	1.32
Nb	2.1	3.74	4.57	3.5	3.82	4.53	5.7	3.89
Ta	0.15	0.28	0.31	0.3	0.29	0.3	0.39	0.27
La	10.89	16.25	16.36	16.5	18.2	20.44	17.55	16.81
Ce	26.94	40.54	42.35	41.9	44.35	50.75	40.23	41.33
Pb	7.76	10.66	10.44	10.3	11.35	11.18	10.08	8.99
Pr	4	5.87	6.31	6.1	6.59	7.29	5.62	5.89
Sr	742.4	734.27	514.4	529	480.8	518.88	446.87	612.29
Nd	18.64	26.6	27.96	28.4	30.25	31.59	24.88	26.68
Zr	92.43	157.86	166.9	137.3	156.5	253.59	190.38	229.21
Hf	2.82	4.52	н.а.	н.а.	н.а.	4.34	4.73	4.13
Sm	4.67	6.13	7	6.5	6.93	7.07	5.88	6.5
Eu	1.23	1.5	1.83	1.8	1.91	2.25	1.58	1.95
Gd	4.8	6.16	6.66	6.6	6.98	6.45	5.04	5.82
Tb	0.71	0.9	0.93	0.9	1	1.05	0.81	0.89
Dy	4.32	5.36	5.4	5.4	5.83	6.25	4.62	5.44
Y	20.41	26.72	27.12	27.5	28.49	35.55	24.26	31.03
Ho	0.84	1.05	1.12	1.1	1.19	1.24	1	1.11
Er	2.43	3.22	3.09	3.1	3.2	3.37	2.58	3.02
Tm	0.33	0.44	0.46	0.5	0.49	0.52	0.38	0.46
Yb	2.32	3.09	2.96	3	3.11	3.45	2.54	3.09
Lu	0.34	0.44	0.49	0.5	0.48	0.53	0.41	0.47

 

Компоненты	Щитовой вулкан Уксичан (N2)
	ES-1712	ES-1706	ES-1735	ES-1720/1	ES-1746	ES-756	ES-806	ES-774*
SiO2	59	56.7	62	62.8	62.9	63.8	67.2	63.96
TiO2	1.07	0.84	0.94	0.97	1.1	0.9	0.53	0.92
Al2O3	15.43	16.08	15.89	15.71	14.22	15.89	14.9	16.22
Fe2O3	3.13	1.02	1.81	0.74	0.88	3.16	2.52	2.67
FeO	4.35	5.22	3.14	3.8	4.52	1.42	1.56	1.74
MnO	0.16	0.13	0.16	0.15	0.14	0.18	0.09	0.15
MgO	2.17	3.14	1.55	1.41	1.28	1.03	1.74	0.95
CaO	5.08	6.3	3.33	3.29	3.1	2.42	3.64	2.5
Na2O	3.97	3.64	4.44	4.53	4.31	4.63	3.94	4.61
K2O	4.38	3.83	5.09	5.26	5.73	5.8	3.66	5.07
P2O5	0.6	0.44	0.37	0.37	0.43	0.26	0.17	0.26
H2O–	н.о.	н.а.	н.о.	н.а.	н.а.	н.о.	н.о.	н.а.
П.п.п.	0.48	2.07	0.85	0.54	1	0.15	0.17	0.59
Сумма	99.82	99.41	99.57	99.57	99.61	99.64	100.12	99.64
Cs	1.27	1.51	1.82	1.25	1.79	1.25	1.28	1.37
Rb	61.54	82.04	73.78	69.42	87.14	92.48	58.21	85.66
Ba	1219	922.3	1392	1250	1236	1634	942.5	1233.8
Th	2.65	2.14	3.45	2.81	3.34	3	3.18	3.23
U	2.02	1.8	2.65	2.07	2.57	1.57	2.01	1.83
Nb	4.63	4.9	6.24	5.06	6.73	7.52	4.87	6.29
Ta	0.31	0.69	0.46	0.36	0.45	0.53	0.39	0.44
La	19.78	13.49	25.86	24.48	23.29	27.95	16.2	25.89
Ce	48.22	32.26	64.46	55.37	54.74	74.44	35.37	60.89
Pb	9.9	10.69	10.5	13.12	14.36	10.8	9.3	12.88
Pr	7.2	4.75	8.98	8.25	7.86	9.52	4.49	8.5
Sr	497.6	559.8	456	405.5	336.7	402.5	374.2	345.47
Nd	32.59	22.43	39.18	36.57	34.59	40.71	17.5	36.33
Zr	186.9	138.8	239.5	179	234.3	161.5	84.03	309.68
Hf	5.3	4.98	6.59	н.а.	7.97	5.53	2.74	5.78
Sm	7.65	4.71	8.98	8.07	7.72	9.17	3.71	7.83
Eu	1.76	1.37	1.95	1.99	1.78	2.05	0.78	2.1
Gd	7.66	4.92	8.8	7.89	7.64	8.75	3.6	7.52
Tb	1.14	0.67	1.26	1.14	1.06	1.28	0.52	1.14
Dy	6.48	4.02	7.49	6.56	6.28	7.12	3.19	6.73
Y	32.94	22.6	37.04	35.04	35.5	31.93	16.42	42.67
Ho	1.34	0.83	1.5	1.35	1.3	1.35	0.64	1.38
Er	3.85	2.33	4.45	3.77	3.68	3.76	1.9	3.85
Tm	0.54	0.35	0.63	0.57	0.56	0.53	0.28	0.57
Yb	3.63	2.34	4.26	3.6	3.59	3.65	1.99	3.69
Lu	0.56	0.34	0.64	0.6	0.61	0.52	0.3	0.59

 

Компоненты	Щитовой вулкан Уксичан (N2)			Поздние щитообразные вулканические постройки (Q3)
	ES-809*	ES-810*	ES-944*	ES-911	ES-772	ES-910	ES-769*	ES-909
SiO2	63.17	69.12	68.7	51.82	52.04	51.69	52.26	50.45
TiO2	0.82	0.51	0.5	0.99	1.07	1.17	1.07	1.03
Al2O3	16.89	16.09	15.68	17.57	16.83	16.9	17.56	17.92
Fe2O3	2.67	1.33	1.55	2.61	4.02	2.71	3.78	3.03
FeO	1.83	1.01	0.51	6.38	5.21	6.55	4.64	6.2
MnO	0.09	0.13	0.06	0.16	0.17	0.16	0.15	0.17
MgO	1.07	0.54	0.24	5.64	6.57	6.3	6.52	6.09
CaO	2.91	1.51	1	9.13	8.93	9.02	9.32	10.16
Na2O	4.64	4.75	4.82	3.03	3.09	3.11	3.15	3.14
K2O	4.63	4.92	6.39	0.98	1.16	1.25	0.96	0.84
P2O5	0.27	0.07	0.07	0.47	0.51	0.47	0.31	0.24
H2O–	н.а.	н.а.	0.15	н.а.	н.а.	н.а.	0.15	н.а.
П.п.п.	0.76	0	0.05	0.65	0.08	0.16	0.51	0.84
Сумма	99.75	99.98	99.72	99.43	99.68	99.49	100.38	100.11
Cs	1.36	2.72	1.62	0.29	0.32	0.5	0.15	0.24
Rb	71.87	87.32	96.04	12.26	16.05	16.31	7.62	6.2
Ba	1276.26	1007.93	1395	605.45	620.57	554.42	421	330.44
Th	3.14	3.49	4.15	1.39	1.47	0.97	0.59	0.53
U	2.53	2.23	3.27	0.5	0.59	0.46	0.26	0.24
Nb	7.36	7.09	7.77	7.37	8.51	5.97	3	3.6
Ta	0.47	0.5	0.54	0.32	0.5	0.39	0.16	0.21
La	24.64	19.09	23.98	21.18	19.18	17.49	11.5	11.6
Ce	59.37	47.26	51.45	49.3	46.53	42.17	28.24	27.19
Pb	12.8	13.85	11.5	8	6.59	6.12	5.13	4.47
Pr	8.17	6.36	7.64	6.57	6.34	5.78	4	3.59
Sr	403.94	132.53	171.4	613.34	628.98	698.42	517.2	526.62
Nd	34.16	25.76	31.4	26.74	27.57	25.18	17.57	15.58
Zr	257.44	391.82	288	164.5	156.66	136.61	114	107.52
Hf	6.29	7.17	7.6	3.74	3.71	3.14	2.78	2.51
Sm	8.41	5.88	6.77	5.67	5.85	5.58	3.96	4.01
Eu	2.09	1.67	1.33	1.64	1.77	1.78	1.27	1.34
Gd	7.45	5.97	6.6	4.89	5.12	5.11	4.23	4.12
Tb	1.12	0.93	0.96	0.74	0.76	0.8	0.68	0.65
Dy	6.63	5.35	5.88	4.27	4.36	4.62	4.13	4.02
Y	32.11	28.92	31.21	27.58	27.46	22.89	22.56	23.65
Ho	1.23	1.08	1.21	0.89	0.91	0.9	0.83	0.81
Er	3.49	3.15	3.72	2.48	2.63	2.45	2.46	2.18
Tm	0.48	0.5	0.54	0.37	0.4	0.36	0.34	0.31
Yb	3.27	3.36	3.87	2.34	2.73	2.33	2.3	1.99
Lu	0.51	0.53	0.6	0.35	0.41	0.35	0.34	0.3

 

Компоненты	Поздние щитообразные вулканические постройки (Q3)			Ареальные конуса (Q4)
	ES-887*	ES-1751	ES-757*	ES-762	ES-976	ES-936	ES-751	ES-814
SiO2	54.2	56.45	57.7	50.41	50.95	53.6	52.03	52.12
TiO2	0.92	0.98	0.76	0.87	0.88	0.82	0.87	0.87
Al2O3	16.72	16.61	16.23	15.93	16.57	18.08	17.01	17.09
Fe2O3	2.82	1.14	1.65	4.03	2.09	3.08	4.51	3.15
FeO	5.69	5.8	6	5.48	7.17	5.29	4.94	6.11
MnO	0.16	0.12	0.13	0.17	0.16	0.14	0.16	0.16
MgO	5.39	4.11	4.33	9.07	7.78	5.46	6.81	6.66
CaO	8.83	7.09	7.07	10	9.69	8.59	8.97	9.01
Na2O	3.23	3.83	3.47	2.46	2.61	3.41	3.05	2.8
K2O	1.53	1.61	2.07	0.96	1.02	1.31	1.05	1.03
P2O5	0.42	0.34	0.31	0.22	0.23	0.22	0.23	0.24
H2O–	0.15	н.а.	н.о.	н.а.	н.а.	н.о.	н.а.	н.а.
П.п.п.	0.62	1.24	0.4	0.04	0.34	0.18	0.54	0.39
Сумма	100.68	99.32	100.12	99.64	99.49	100.18	100.17	99.63
Cs	0.44	0.34	0.49	0.85	0.54	0.37	0.14	0.39
Rb	14.79	19.51	22.6	24.67	22.03	15.5	8.49	21.2
Ba	614.1	523.1	767.9	340.41	383.41	501.7	271.68	450.71
Th	1.3	1.62	1.59	0.69	0.64	0.77	0.5	0.64
U	0.54	0.59	0.7	0.41	0.36	0.47	0.22	0.4
Nb	5.47	6.35	4.35	1.8	1.83	2.12	3	2.09
Ta	0.32	0.37	0.28	0.16	0.17	0.15	0.22	0.12
La	18.68	15.9	15.81	8.07	7.95	7.74	6.29	9.1
Ce	43.84	33.96	36.3	20.02	19.21	18.68	15.31	22.61
Pb	7.42	6.38	15.59	2.81	3.98	5.24	3.13	5.51
Pr	5.95	4.4	4.86	3	2.74	2.63	2.15	3.08
Sr	531.9	532.2	519	532.81	567.55	674.6	596.73	651.94
Nd	25.01	19.24	20.2	14.15	12.43	11.78	9.84	13.57
Zr	153.2	135.6	143.4	89.33	67.05	70.54	58.28	68.54
Hf	3.73	4.21	3.57	1.96	1.79	1.98	1.38	1.82
Sm	5.39	3.95	4.3	3.71	3.08	2.87	2.55	3.32
Eu	1.33	1.17	1.12	1.21	1.02	0.87	0.83	1.02
Gd	5.47	4.06	4.39	3.61	3.06	2.98	2.57	3.06
Tb	0.78	0.57	0.61	0.56	0.49	0.46	0.42	0.48
Dy	4.85	3.3	3.69	3.46	2.99	2.69	2.66	2.83
Y	23.73	18.22	18.68	17.65	16.35	13.12	14.68	15.52
Ho	0.97	0.69	0.75	0.71	0.59	0.54	0.54	0.57
Er	2.83	1.83	2.16	1.89	1.64	1.56	1.53	1.58
Tm	0.4	0.26	0.3	0.28	0.25	0.21	0.23	0.23
Yb	2.64	1.69	1.99	1.86	1.52	1.5	1.5	1.41
Lu	0.4	0.27	0.29	0.28	0.22	0.21	0.23	0.21

Примечание. Анализы выполнены в ЦКП (ПЦЛЭИА) ДВГИ ДВО РАН (Владивосток): петрогенные элементы (кроме SiO₂, П.п.п., H₂O–) определены методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на спектрометре ICAP 6500 Duo (Thermo Electron Corporation, США); микроэлементы – методом ICP-MS на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500 (Agilent Technologies, США). н.а. – не анализировалось, н.о. – не обнаружено. * Анализы выполнены в ИГХ СО РАН (Иркутск): петрогенные элементы определены на многоканальном X-Ray спектрометре СРМ-25 (ЗАО Научприбор, Орел); микроэлементы – методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения с магнитным сектором ELEMENT 2 (Finnigan MAT, Германия).

 

Наиболее высокие концентрации некогерентных микроэлементов (Rb, Ba, Sr, Zr, Th, U) наблюдаются в образцах с низкой магнезиальностью (табл. 2). Концентрации REE (TR + Y) в трахибазальтах и трахиандезибазальтах колеблются в интервале 82–136 г/т. Распределение редкоземельных элементов (REE) отличает умеренная степень обогащения легкими лантаноидами (La/Yb = 3.8–5.9), отсутствие или слабо выраженный Eu-минимум (Eu/Eu* = 0.8–1) (рис. 4). La/Sm отношение, характеризующее наклон спектра распределения REE в области легких лантаноидов, ко­леблется от 2 до 2.9. Основные лавы обогащены LILE (La, Ba, Sr, Pb) при относительно низких концентрациях HFSE – Nb (1.2–4 г/т), Zr (47.1–111.6 г/т) и низких Nb/Ta (6.7–18.5) и Zr/Hf (23.7–36.4) отношениях. Такая особенность типична для шошонитов и не объясняется процессами плавления и фракционной дифференциации.

Позднеплейстоцен-голоценовые мафические лавы близки между собой по большинству петрохимических параметров, формируя единые эволюционные тренды на вариационных диаграммах (рис. 3). По соотношению SiO₂–(Na₂O + K₂O) (рис. 2) базальты и андезибазальты относятся к группе пород нормальной щелочности с более низкими, по сравнению с плиоценовыми лавами, содержаниями K₂O (рис. 2), Al₂O₃, FeO_tot, CaO, но повышенными – SiO₂ (рис. 2, 3). В высокомагнезиальных базальтах (SiO₂ < 48.79 мас.%, MgO ~ 9.53 мас.%) концентрации CaO достигают 11.4 мас.%, FeO – 10.02 мас.%, K₂O – 0.45 мас.%, Na₂O – 2.33 мас.%. С уменьшением магнезиальности снижаются содержания FeO и CaO, но возрастают – SiO₂, Na₂O, K₂O.

 

Рис. 4. Нормированные к хондриту (а) и N-MORB (б) графики распределения содержаний микроэлементов в основных породах вулканического центра Уксичан. Состав хондрита и N-MORB по (Sun, McDonough, 1989). Серое поле – плиоценовые мафические лавы вулканического центра Уксичан.

 

Таблица 3. Изотопный состав Sr, Nd, Pb и O в породах вулканического центра Уксичан

Комплекс	Порода	Образец	87Sr/86Sr (2SE)	143Nd/144Nd (2SE)	206Pb/204Pb (2SE)	207Pb/204Pb (2SE)	208Pb/204Pb (2SE)	Δ7/4	Δ8/4	δ18O
Щитовой вулкан(N2)	Базальт	ES-1826	0.703339(3)	0.513097(3)	18.2318(16)	15.4582(21)	37.7794(70)	-0.91	11.0	-
Щитовой вулкан(N2)	Базальт	ES-898	-	-	-	-	-			5.5
Щитовой вулкан (N2)	Андезибазальт	ES-1756	0.703320(3)	0.513100(3)	18.2298(5)	15.4564(5)	37.7759(14)	-1.07	10.9	-
Щитовой вулкан (N2)	Трахианде­зибазальт	ES-1755	0.703331(3)	0.513095(2)	18.2342(3)	15.4596(3)	37.7869(7)	-0.80	11.5	-
Щитовой вулкан (N2)	Трахиандезит	ES-777	-	-	-	-	-			5.7
Щитовой вулкан (N2)	Базальт	ES-1838	0.703200(3)	0.513100(2)	18.2225(12)	15.4559(15)	37.7671(50)	-1.04	10.9	5.4
Щитовой вулкан (N2)	Андезибазальт	ES-1837	-	-	-	-	-			5.4
Щитовой вулкан (N2)	Трахиандезит	ES-1834	0.703345(3)	0.513099(2)	18.2369(5)	15.4598(6)	37.7919(17)	-0.80	11.6	-
Щитовой вулкан (N2)	Трахиандезит	ES-1730	0.703350(3)	0.513099(3)	18.2402(5)	15.4643(5)	37.8021(11)	-0.39	12.3	-
Щитовой вулкан (N2)	Трахиандезит	ES-1712	0.703360(3)	0.513109(2)	18.2388(7)	15.4617(6)	37.7951(15)	-0.64	11.7	-
Щитовой вулкан (N2)	Дацит	ES-806	-	-	-	-	-			6.1
Щитовой вулкан (N2)	Щелочной риодацит	ES-944	0.703405(3)	0.513093(2)	18.2385(4)	15.4642(4)	37.8037(10)	-0.39	12.6	-
Поздние щитообразные вулканические постройки (Q3)	Андезибазальт	ES-887	0.703294(3)	0.513069(2)	18.2461(7)	15.4756(7)	37.9089(20)	0.67	22.2	-
Ареальные конуса (Q4)	Андезибазальт	ES-936	0.703360(3) 0.703353(4)	0.513074(3)	18.2539(8) 18.2526(4)	15.4761(7) 15.4753(4)	37.8858(20) 37.8841(10)	0.64 0.57	19.0 19.0	-

Примечание. Анализы изотопных отношений Sr, Nd и Pb выполнены на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометреTriton и Finnigan MAT-262 в GEOMAR Helmholtz Centre for Ocean Research (Кельн, Германия). Измерение состава кислорода выполнено на изотопном масс-спектрометре Finnigan MAT 253 (Thermo Scientific, Германия) в ЦКП (ПЦЛЭИА) ДВГИ ДВО РАН (Владивосток). Прочерк – не анализировалось. Значения отклонения изотопных отношений Pb от референсных значений северного полушария Δ7/4 и Δ8/4 рассчитаны по уравнениям из работы (Hart, 1984). В скобках указана аналитическая погрешность определения последних значащих цифр изотопных отношений. Кумулятивная долговременная погрешность изотопных определений оценивается на основе данных для стандартных образцов, которые приведены в разделе «Методы исследования». Для образца ES-936 приведены результаты измерения для двух фракций, прошедших раздельную химическую подготовку, что также дает представление о воспроизводимости анализов.

 

Различия в микроэлементном составе базальтов и андезибазальтов поздних щитовых построек и моногенных шлаковых конусов незначительны. Те и другие характеризуются сравнительно низкими концентрациями Rb, Ba, Sr, Th, U (табл. 2), REE (TR + Y = 83–122 г/т), повышенными относительно лав плиоценового этапа La/Yb (5–9.4) и La/Sm (2.9–4) отношениями (рис. 4). От плиоценовых лав щитового вулкана их отличает несколько более высокие содержания HFSE (Nb = 3–8.5 г/т; Zr = 107.5–164.5 г/т) и высокие значения Zr/Sm и Zr/Hf отношений (рис. 4).

Изотопные данные

Породы влк. Укичан характеризуются узким интервалом изотопных отношений Sr и Nd (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.703200–0.703405, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513069–0.513109). Близкие составы характерны для вулканических пород Камчатки и располагаются в верхней правой части поля MORB Индийского океана (рис. 5, табл. 3). Для пород влк. Уксичан характерен также сравнительно нерадиогенный изотопный состав Pb (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.2–18.3, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.4–15.5, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 37.8–37.9) (рис. 5).

Плиоценовые лавы центра влк. Уксичан отличаются от позднеплейстоцен-голоценовых лав более радиогенным изотопным составом Nd (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513093–0.513109 в плиоценовых и 0.513069–0.513074 в более молодых породах) и менее радиогенным изотопным составом Pb (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.223–18.240, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.456–15.464, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 37.767–37.804, Δ7/4 = –1.07– –0.39, Δ8/4 = +10.1 – +12.6 в плиоценовых и ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.246–18.254, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.475–15.476, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 37.884––37.909, Δ7/4 = +0.57 – +0.67, Δ8/4 = +19.0 – +22.2 в более молодых породах), что свидетельствует о изотопно деплетированном источнике древних эффузивов (например, Zindler, Hart, 1986).

Отношения изотопов кислорода в плиоценовых (5.3–6.1‰, n = 6) и голоценовых (5.3‰, n = 1) образцах (рис. 6) с учетом погрешности измерений (±0.2‰, 1s) близки к типичным составам стекол MORB (5.4–5.8‰) (Eiler et al., 2000).

 

Рис. 5. Sr-Nd-Pb изотопные отношения в породах вулканического центра Уксичан. MORB Тихого и Индийского океанов по (Class, Lehnert, 2012), ВВП по (Перепелов, 2014; Churikova et al., 2001; Münker et al., 2004; Kepezhinskas et al., 1997; Widom, Kepezhinskas, 2003; Dorendorf et al., 2000), СХ по (Volynets et al., 2010; Churikova et al., 2001; Перепелов, 2014), ЦКД по (Churikova et al., 2001; Münker et al., 2004; Kepezhinskas et al., 1997; Dosseto et al., 2003; Portnyagin et al., 2005, 2007, 2015; Kersting, Arculus, 1995; Hochstaedter, 1996; Saha et al., 2005). NHRL (North Hemisphere Referece Line) – линия средних составов базальтов северного полушария по (Hart, 1984). Условные обозначения см. на рис. 2.

 

Рис. 6. Диаграммы SiO₂ (мас.%)–¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (а) и MgO (мас. %)–δ¹⁸O (б) для пород вулканического центра Уксичан. FС – фракционная кристаллизация, AFC – фракционная кристаллизация + коровая контаминация. Поля составов пород вулканов Мунтовский и Горелый Южной Камчатки по (Duggen et al., 2007), Курил по (Мартынов и др., 2010), базальтов срединно-океанических хребтов (MORB) по (Eiller, 2001), базальтов и андезитов океанических островных дуг (IAB) по (Eiller, 2000), мафические лавы вулкана Ключевской по (Dorendorf et al., 2000; Portnyagin et al., 2007; Auer et al., 2009). Условные обозначения см. на рис. 2.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Коровая контаминация

Коровая контаминация рассматривается как важный фактор эволюции расплавов в различных геодинамических обстановках (например, Gill, 1981; Kersting et al., 1996), включая субдукционные. Например, в работе (Kimura, Yoshida, 2006), закономерные изменения изотопно-геохимических характеристик четвертичных надсубдукционных лав вдоль простирания дуги Северо-Восточной Японии рассматривались как следствие контаминации мантийных магм коровыми выплавками различного состава. Однако для Курильской островной дуги (Ryan et al., 1995; Мартынов и др., 2010) и Камчатки (Duggen et al., 2007; Горбач, 2013 и др.) воздействие этого фактора считается незначительным. Даже повышенные значения δ18O в лавах Ключевского вулкана и в оливинах неоген-четвертичных базальтов СХ (5–7‰) невозможно объяснить влиянием коровых процессов (Auer et al., 2009; Волынец и др., 2012).

Для разновозрастных лав (SiO₂ = 47–53 мас.%) вулканического центра Уксичан незначительное влияние коровых процессов подтверждается отсутствием коррелятивных связей между изотопами Nd и SiO₂, а также близкими к MORB значения δ¹⁸O (5.4–6.1‰) (рис. 6).

Гибридные ассоциации минералов-вкрапленников, прямая и обратная зональность часто рассматриваются в качестве признака смешения мантийных и коровых расплавов (например, Anderson, 1976). В плиоценовых трахибазальтах щитового вулкана Уксичан содержание анортитового минала в ядрах плагиоклазов с обратной зональностью (>52 мол.% An) значительно превышает значения, типичные для кислых коровых выплавок. Например, в большеобъемных посткальдерных игнимбритах андезито-дацитового и дацитового состава вулкана Горелый состав плагиоклаза колеблется в интервале 47–30 мол.% An (Чащин, Мартынов, 2011).

Магматические источники

Согласно трехкомпонентной модели (Elliot, 2003), состав надсубдукционных магм определяется: (1) деплетированной надсубдукционной мантией, (2) субдуционным осадком и (3) измененной океанической корой. Относительный вклад этих компонентов в магмогенезис реконструируется на основании различных геохимических подходов. В настоящей работе мы использовали высокоточные свинцовые изотопные данные, исключительно информативные при решении вопросов магматизма в зонах конвергенции литосферных плит (например, Miyazaki et al., 2015; Martynov et al., 2017).

Состав и физическая природа субдукционного компонента. Распределение некогерентных элементов в плиоценовых лавах щитового вулкана Уксичан (рис. 4) является типичным для надсубдукционных вулканитов с низкими концентрациями TiO₂, Nb, Ta и повышенными – Al₂O₃, Cs, Rb, Ba, Th, U, K, Sr, Pb (например, Best, Christiansen, 2001). При реконструкции состава и физической природы субдукционного компонента мы, вслед за (Portnygin et al., 2015), в качестве конечных членов использовали: (1) средний состав осадочного материала Северо-Западной Пацифики (NWPS); (2) рассчитанный состав надсубдукционной мантии Камчатки (NKMW) и (3) средний состав измененных океанических базальтов из аккреционных комплексов Восточной Камчатки (MORB-AOC). В поле, ограниченное этими компонентами, попадает преобладающее число камчатских лав (рис. 7). Влияние субдуцирующих под Камчатку самого северного сегмента Гавайско-Императорской цепи (MEIJI-AOC) трудно выявить на этой диаграмме, поскольку эти породы имеют изотопный состав, близкий к гидротермально-измененным тихоокеанским базальтам типа МОRB и обладают высокими отношениями ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb.

 

Рис. 7. ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb– ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb изотопные отношения в породах вулканического центра Уксичан. Пунктирными линиями показаны статистически рассчитанные тренды с коэффициентами корреляции. Для сравнения приведены составы пород влк. Белоголовский (Перепелов, 2014), влк. Толбачик (Portnyagin et al., 2015), влк. Шивелуч (Портнягин, не опубликованные данные), влк. Ключевского и влк. Безымянный (Kayazar et al., 2014), составы адакитов (Перепелов, 2014). NWPS – осадки Северо-Западного Пацифика, MORB-AOC – средний состав MORB из офиолитов Камчатки, MEIJI-AOC –средний состав базальтов Гайота Мэйджи, NKMW – состав мантийного клина Северной Камчатки по (Portnyagin et al., 2015). Поле MORB Тихого океана по (Tollstrup et al., 2010). Дополнительные пояснения в тексте. На врезках более крупным масштабом показаны вариации изотопных отношений Pb в плиоценовых лавах влк. Уксичан и современных – влк. Толбачик, по (Portnygin et al., 2015).

 

На диаграмме ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (рис. 7) вариации составов плиоценовых лав влк. Уксичан описываются линейным трендом, указывающим на участие в их происхождении деплетированного и обогащенного магматических источников, причем изотопный состав последнего близок к субдукционному осадку. Аналогичная зависимость наблюдается и для многих крупных вулканических центров ЦКД, например, влк. Толбачик, что свидетельствует о сходстве протекающих магматических процессов.

 

Рис. 8. Диаграмма Yb–Th (г/т) (а) и корреляция ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb c отношениями флюидомобильных (Ba/Yb) и консервативных (Th/Yb, Nb/Ta, La/Yb) элементов (б) в разновозрастных базальтах центра Уксичан. На диаграмму вынесены рассчитанные составы флюдной фазы (7000С) и расплава (8000С), образованные соответственно при дегидратации и плавлении осадков, субдуцирующихся под камчатский (Km) и курильский (Kr) сегменты Курило-Камчатской островной дуги. Состав осадков по (Plank, Langmuir, 1998); валовые коэффициенты распределения элементов в системе осадок/флюид и осадок/расплав по (Jhonson, Plank, 2000). NWPS, MORB-AOC, NKMW – см. рис. 7

 

Оценить физическую природу субдукционного компонента (низкотемпературный водный флюид или расплав) позволяют особенности распределения Th и Yb. Оба элемента относятся к группе высоконекогерентных элементов с близкими валовыми коэффициентами распределения между расплавом и низкобарической базитовой и ультрабазитовой минеральными ассоциациями (Pertermann et al., 2004). Они не фракционируют между собой в присутствии водного флюида (Green et al., 2000; Johnson, Plank, 1999), но Th из-за высоких концентраций в океаническом осадке обогащает расплав, образующийся при его плавлении (например, Plank, Langmuir, 1993).

На диаграмму Th–Yb (рис. 8), кроме разновозрастных базальтов вулканического центра Уксичан, вынесены валовые составы осадочных колонн из скважин глубоководного бурения, расположенных во фронтальной зоне глубоководного желоба вблизи Камчатки и Южных Курил (Plank, Langmuir, 1998), а также рассчитанные составы водного флюида (700°С) и расплава (800°С), образующихся при дегидратации и плавлении осадочного материала. Валовые коэффициенты распределения Th и Yb взяты из экспериментальной работы (Johnson, Plank, 1999).

Вариации Th и Yb в плиоценовых и позднеплейстоцен-голоценовых основных лавах описываются двумя субпараллельными и субгоризонтальными линейными трендами, подтверждающими гетерогенный состав магматического источника и свидетельствующими о высокотемпературной природе осадочного компонента. Этот вывод согласуется с линейными корреляциями 208Pb/204Pb от концентраций как флюидомобильных (Ba), так и консервативных (Th, Yb, Nb, Ta, La) микроэлементов по отношению к водному флюиду (рис. 8).

В работе (Straub et al., 2011) высказывалось предположение о формировании реакционных пироксенитов в результате инфильтрации в надсубдукционную мантию кремнеземистых расплавов, связанных с плавлением осадочного материала. Наши данные не противоречат этой модели. Участие пироксенитовых источников в магмогенезисе СХ недавно было подтверждено результатами изучения расплавных включений (Некрылов и др., 2018), а для крупных вулканических центров ЦКД – особенностями распределения CaO и MgO в мафических породах (Nikulin et al., 2012).

Роль океанической астеносферы в магмогенезисе. Первые свинцовые изотопные данные по влк. Ключевскому (ЦКД) позволили отнести надсубдукционную мантию Камчатки к изотопному резервуару тихокеанского MORB-типа (Kersting, Arculus, 1995). Последующее изучение Hf-изотопной системы (Münker, 2004) и возрастающее количество свинцовых изотопных данных в значительной мере скорректировали этот вывод. Низкие и близкие к тихоокеанскому MORB отношения 208Pb/204Pb характеризуют вулканические структуры, локализованные в тыловой зоне современной субдукции – ЦКД и СХ (рис. 9). Для палеовулкана Уксичан это выражается в преобладающем вкладе в магмогенезис MORB-AOC компонента. Рассматривая его физическую природу, следует учитывать, что, кроме измененных океанических базальтов, а также продуктов их дегидратации и плавления (водный флюид или расплав), близкий изотопный состав свинца должена иметь и океаническая астеносфера. Роль последней в субдукционном магматизме обычно не учитывается, но может быть значительной в условиях повышенной проницаемости погружающегося слэба.

 

Рис. 9. Составы пород вулканических поясов Камчатки на диаграмме ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb. NWPS, MORB-AOC, NKMW – см. рис. 7. Курилы по (Мартынов и др., 2010). Источники данных: ЦКД (Portnyagin et al., 2015; Kayazar et al., 2014; Перепелов, 2014), ВВП (Перепелов, 2014; Münker et al., 2004; Kepezhinskas et al., 1997; Bindeman et al., 2004; Hochstaedter, 1996; Widom, Kepezhinskas, 2003; Dorendorf et al., 2000), плиоценовые породы СХ (Volynets et al., 2010; Koloskov, 2013). Поле MORB Тихого океана по (Tollstrup et al., 2010).

 

Рис. 10. Корреляционная зависимость микроэлементных и изотопных характеристик базальтов ЦКД и палеовулкана Уксичан (СХ) от продуктивности вулканических центров и их географической локализации. Источник данных: вулканический центр Уксичан – данное исследование; Ключевская группа вулканов по (Kayazar et al., 2014); продуктивность по (Поляк, Мелекесцев, 1981). D – валовой коэффициент распределения.

 

Рис. 11. Схематическая модель, иллюстрирующая структурные изменения Камчатки: (a) – олигоцен-поздний миоцен, (б) – поздний миоцен-плиоцен, (в) – поздний плейстоцен-голоцен.

 

В работе (Tollstrup et al., 2010) низкие значения ∆8/4Pb в базальтах тыловой зоны Изу-Бонинской островной дуги рассматривались как результат плавления океанической коры на глубинах ~ 150 км и при температурах > 800oC. Такой процесс не объясняет высокую продуктивностью вулканических структур, расположенных в тыловой зоне Камчатки. Средняя магматическая продуктивность ЦКД (~ 0.042 км³/год), например, сопоставима с продуктивностью гавайских щитовых сооружений (0.1–0.15 км³/год), имеющих плюмовую природу (Мелекесцев, 1980; Auer et al., 2009), а на этапе излияния плиоценовых платобазальтов СХ (~10 × 106 т/год) она почти вдвое превышала соответствующий показатель “нормальных” островодужных вулканов (Volynets et al., 2010).

Кроме того, магматическая продуктивность в Ключевской группе вулканов ЦКД обратно коррелирует с ∆8/4Pb (рис. 10). Наибольшие значения этой величины характерны для базальтов вулканов Ключевской и Шивелуч, крупнейших магматических центров не только Курило-Камчатской островной дуги, но и мира. Изученный нами плиоценовый влк. Уксичан близок по морфометрическим парамет­рам к влк. Шивелуч (соответственно, диаметр ~ 50 и 36 км, площадь ~1850 км² и ~ 1300 км², объем изверженного материала ~ 750 км³ и ~ 1100 км³) (Кожемяка, 1995; Горбач, 2013). Близки также и важнейшие изотопно-геохимические показатели (∆8/4Pb, Zr/Hf, Nb/Ta), что, в совокупности, свидетельствует о близком составе плавящегося субстрата и магмогенерирующих процессов (рис. 10).

Обратную корреляцию магматической продуктивности и изотопно-геохимических показателей можно объяснить либо высоким поступлением водного флюида, образующегося при дегидратации базальтового слоя океанической плиты, либо вовлечением в плавление «горячей» океанической астеносферы.

Высокое поступление воды в надсубдукционную мантию Камчатки предполагалось рядом исследователей (Kepezhinskas et al., 1997; Dorendorf et al., 2000 и др.) и связывалось с наращиванием мощности субдуцирующей плиты в зоне погружения гайота Мейджи. Однако продуктивность вулканов ЦКД коррелирует с содержаниями не только элементов, подвижных в низкотемпературном водном флюиде (Pb, Ba), но и «консервативных» (Nb, Ta, Zr и Hf), мобилизация которых возможна только расплавом (рис. 10). В этом отношении более реалистичны представления многих авторов (например, Yogodzinski et al., 2001; Portnyagin et al., 2005; Ханчук, Иванов, 1999) о влиянии на магмогенезис ЦКД и, видимо, СХ деплетированной океанической астеносферы. Такой механизм позволяет объяснить и термальную аномалию, регистрируемую под Камчаткой сейсмическими данными (Manea, Manea, 2009).

Мантийная геодинамика. Позднеплейсто­цен-голоценовый базальтовый вулканизм в СХ унаследовал ряд геохимических характеристик от более раннего плиоценового этапа, но отличается тектоническим режимом (растяжением) и составом магматических источников, о чем свидетельствуют индивидуальные петрохимические тренды (рис. 3), повышенные содержания в молодых базальтах HFSE (Volynets et al., 2010), сравнительно высокие Zr/Sm, Zr/Hf отношения (см. рис. 4) и низкие – ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (см. рис. 5). Возрастание свинцовых изотопных отношений (рис. 10) сопровождается затуханием, а затем и полным прекращением вулканической активности в пределах СХ в позднем плейстоцене и голоцене. Одновременно (~ 2 млн лет назад) с этим регистрируются первые вспышки активного базальтового вулканизма в ЦКД, что дает основание предполагать смещение на ­восток, на расстояние ~ 180 км, зоны влияния океанической астеносферы.

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ

Аккреция Кроноцкой островной дуги ~ 6 млн лет назад привела к блокированию древней зоны субдукции, прекращению олигоцен-миоценового субдукционного вулканизма в СХ (рис. 11). Разрушение древнего слэба в литосферном блоке, ослабленном предшествующими магматическими событиями (например, Karig, 1970), инициировало внедрение в надсубдукционную мантию СХ океанической астеносферы. Изменение состава и термальной структуры нижних, ранее «холодных» горизонтов мантийного клина, насыщенных осадочным компонентом и интенсивно метаморфизованных ранними субдукционными событиями, способствовало формированию в плиоцене высококалиевых базальтовых комплексов в СХ и адакит-NEB ассоциации в ЦКД.

Образовавшаяся новая зона субдукции, окончательно сформировавшаяся ~ 2 млн лет назад, после погружения нового слэба на глубину ~ 100 км вызвала вспышку вулканизма в ВВП, что привело к блокированию астеносферных потоков со стороны Тихого океана, смещению области их влияния к северной границе Тихоокеанской плиты.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате изотопно-геохимических исследований мафических пород долгоживущего вулканического центра Уксичан в Срединном хребте Камчатки были установлены:

–близкие геологические и изотопно-геохимические характеристики плиоценовых лав в Срединном хребте и современных – в Центрально-Камчатской депрессии;

–гетерогенный состав мантийного источника плиоценовых базальтов, гибридизированного как субдукционными, так и мантийными процессами;

–отрицательная корреляция свинцовых изотопных характеристик плиоценовых лав щитового вулкана Уксичан и современных крупных вулканических центров Центрально-Камчатской депрессии с магматической продуктивностью, предполагающая вклад в магмогенезис тыловой зоны Камчатки астеносферы Тихого океана.

–геологические и петрологические особенности позднеплейстоцен-голоценовых базальтов СХ, указывающие на смещение на восток области влияния на магмогенез ­тыловой зоны Камчатки океанической астеносферы.

Влияние океанической астеносферы на магматизм зон конвергенции океанических и континентальных плит не является уникальным явлением (Martynov et al., 2017) и его следует учитывать при построении моделей формирования ювенильной континентальной коры.

Благодарности. Авторы выражают глубокую признательность и благодарность Портня­гину М.В. и F. Hauff (GEOMAR Helmholtz Centre for Ocean Research Kiel, Germany) за помощь в изотопных аналитических исследованиях, длительного обсуждения многих аспектов работы. Содержание, корректность формулировок и оформление статьи значительно улучшились в результате конструктивных замечаний и предложений Арискина А.А. (МГУ) и двух анонимных оппонентов.

Источник финансирования. Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ № 16-35-00138/17 мол_а, № 17-15-00883 и № 18-05-00041.

About the authors

M. Yu. Davydova

East Geological Institute, Far East Branch, Russian Academy of Sciences 

Email: yurimartynov@mail.ru
Russian Federation, Vladivostok

Yu. A. Martynov

Far East Geological Institute, Far East Branch, Russian Academy of Sciences 

Author for correspondence.
Email: yurimartynov@mail.ru
Russian Federation, Vladivostok

A. B. Perepelov

Vinogradov Institute of Geochemistry, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences 

Email: yurimartynov@mail.ru
Russian Federation, Irkutsk

References

Supplementary files