Подводная гора 6.9 -Побочный конус вулкана Броутона

Подводная коническая гора 6.9
Небольшая постройка на стыке вулканических массивов Вавилова, Броутона и вулкана 6.3, на расстоянии около 25 км от о. Броутона. Расстояние до вулканического фронта - 78 км. Подводная гора вытянута в направлении юго-запад-северо-восток, размер ее основания - 8x5 км при высоте около 900 м. Склоны крутые (30о и более). Вследствие сильного рассеяния сигнала они почти
не прослеживаются на сейсмограммах НСП. Судя по характеру контакта с осадками, гора является экструзивным куполом. Объем его около 9 км3. Гора расположена в области слабоинтенсивного отрицательного магнитного поля (около -50 нТ), а над вершиной зарегистрирована положительная аномалия (50 нТ). Общий размах аномалии - 100 нТ. Драгирование не проводилось, сведения о петрографическом составе отсутствуют.

Данные НСП и магнитной съемки позволяют предположить, что подводная гора 6.9 может оказаться вулканическим куполом, сложенным слабомагнитными породами предположительно среднекислого состава. Намагничена в соответствии с современным полем. отсутствие осадков на вершине и склонах свидетельствуют о том, что возраст купола может быть моложе 700 тыс. лет, т.е. последней инверсии полюсов.



Побочный конус вулкана Броутона
Побочная постройка расположена на подводном склоне вулканического массива Броутона, в 6 км к северо-западу от берега одноименного острова. Расстояние ее от вулканического фронта 67 км при расстоянии основного вулкана 61 км. Основная постройка массива Броутона поднимается
на 800 м над уровнем моря. Морфологически выраженная подводная часть вытянута в северо-западном направлении, т.е. в соответствии с поперечной цепочкой вулканов. Вытянутость обусловлена развитием побочных конусов. Минимальная отметка глубины над вершиной - 170 м, превышение над седловиной между этим конусом и основной постройкой - около 150 м, так что общее относительное превышение над склоном основной постройки массива Броутона составляет 230-250 м. Подводные склоны массива характеризуются сильным рассеянием сейсмических
волн вследствие неровности их рельефа. Судя по характеру волновой картины на сейсмограммах НСП, подводная часть массива сложена в основном плотными вулканическими породами. Лишь вблизи подножия массива на сейсмограммах НСП появляются регулярные субпараллельные склонам отражения, указывающие на присутствие в строении верхней части его разреза рыхлых вулканогенных отложений. С северо-востока и юго-запада подножие массива с налеганием перекрывается осадочными отложениями мощностью около 300-400 м. Массив Броутона имеет площадь 590 км2, относительную высоту - 4200 м, объем - 800 км3. Площадь побочной постройки 6.10 - около 30 км2, объем - около 3 км3.

Аномальное магнитное поле массива Броутона также имеет северо-западное простирание. На фоне нулевых или небольших отрицательных значений магнитного поля отмечаются локальные положительные или отрицательные аномалии амплитудой до 400-700 нТ, что также указывает на развитие побочных вулканических тел. Непосредственно к рассматриваемой побочной постройке 6.10 приурочена интенсивная (>700 нТ) положительная аномалия. Намагниченность постройки
соответствует современному магнитному полю. К о. Броутона также приурочена положительная
аномалия.

Преобладающими типами пород в составе обломков являются очень свежие биотит-амфиболовые пемзовидные риодациты и пироксен-оливиновые базальты. Встречены глыбы свежих оливин-двупироксеновых андезито-базальтов и пироксен-биотит-амфиболовых андезито-дацитов.

Обломки и глыбы базальтов имеют характерный изометричный, часто "шаровидный" облик с трещиноватой бугристой почковидной поверхностью. По трещинам наблюдаются примазки желтоватого сернистого (?) материала. Размеры их обычно 10-20 см в поперечнике. Они легко раскалываются по трещинам. Характерна зональная текстура таких шаровидных обособлений с закаленной, часто окисленной коркой и пузыристой центральной частью. Специфические текстуры обломков свидетельствуют об излиянии базальтов в подводных условиях. В базальтах
обнаружены угловатые включения шпинелевых лерцолитов 0,5-3 см. Контакты включений с вмещающими породами резкие, иногда с заливами базальтового материала внутрь включений. Вблизи таких заливов наблюдается перекристаллизация минералов включений.

Размеры обломков андезито-базальтов и андезито-дацитов не превышают 5-15 см, но была поднята крупная плита андезито-базальтов. В андезито-дацитах встречены включения порфировидных габброидов гомеогенного облика.

Риодациты различны по текстуре - от плотных (обсидиановых) до сильнопористых пемзовидных (перлитовых) разновидностей и собственно пемз. В целом преобладают пемзовидные разности, а у подножия постройки встречены только длинноволокнистые пемзы.

Базальты содержат до 10-12% вкрапленников оливина, клинопироксена, реже плагиоклаза. Те же минералы слагают субфенокристы и микролиты, однако если среди вкрапленников преобладают
темноцветные минералы, то среди микролитов - плагиоклаз. Мезостазис, цементирующий микролиты - черное окисленное, реже свежее желтоватое стекло. Отмечаются скелетные вкрапленники клинопироксена, оливина, а также обломки зерен перекристаллизованного (ксеногенного?) клино- и ортопироксена. Иногда встречаются округлые ксенокристы кварца, окруженные каймами мелких зерен клинопироксена. Вкрапленники оливина содержат идиоморфные включения Сr-Al шпинели с железистостью 40-60%. Ядра вкрапленников клинопироксена отвечают хромистым диопсидам и фассаитам, краевые зоны вкрапленников и микролиты - авгитам и салитам. Вкрапленники плагиоклаза имеют обратную зональность с "ситовидным" переполненным включением стекла андезин-лабрадоровым ядром и битовнитовыми (Аn72-82) внешними зонами. Преимущественно битовнитовый состав (Аn70-78) имеют микролиты плагиоклаза. Рудная фаза в микролитах представлена Сr-А1-шпинелью, несколько более железистой ( f = 45-65%), чем шпинель из включений в оливине.

Андезито-базальты имеют порфировую структуру с пилотакситовой основной массой. Вкрапленники и субфенокристаллы представлены плагиоклазом (преобладает), клино- и ортопироксеном, титаномагнетитом, а также единичными зернами оливина. Все минералы-вкрапленники зональны и нередко срастаются один с другим. Вкрапленники оливина включают мелкие зерна шпинели и окружены каймами ортопироксена. В пироксенах обычны вростки титаномагнетита. Плагиоклаз вкрапленников изменяется по составу от Аn50 до Аn72 (с обратной зональностью, а микролитов - от An36 до Аn72). Среди микролитов обнаружены выделения тройного полевого шпата ( A n 1 0 0 r 2 2 A b 6 8 ) . Для темноцветных минералов характерно
увеличение железистости от ядер к краевым зонам кристаллов и микролитам. Оливин отвечает по составу хризолиту ( f = 17-30%), ортопироксен – гиперстену ( f = 23-24%), клинопироксен - авгиту ( f = 19-32%). Титаномагнетиты содержат 9-11% TiO2 и имеют железистость 90-93%. Шпинель по сравнению с таковой из базальтов более железистая и менее хромистая.

Андезито-дациты содержат до 20-25% вкрапленников, погруженных в стекловатую массу. Вкрапленники представлены плагиоклазом, бурым амфиболом, орто- и клинопироксеном, титаномагнетитом, редкими зернами оливина, ильменита, кварца. Среди вкрапленников преобладает плагиоклаз, а в составе темноцветных минералов - амфибол. Наблюдается обрастание мелкими зернами амфибола вкрапленников оливина, пироксена и биотита. С другой стороны,
отмечены включения амфибола во вкрапленниках биотита. Состав вкрапленников плагиоклаза лежит в пределах Аn40-57, микролитов -A n 4 0 - 4 8. Нередка обратная зональность (в ядрах - андезин, во внешних зонах - лабрадор). Вкрапленники амфибола относятся к кальциевым разновидностям и имеют умеренную щелочность, титанистость (0,9-1,4% TiO2) и глиноземистость (5-8% Al2O3 ) и отвечают актинолитовым роговым обманкам. Зерна амфибола, обрастающие вкрапленники слюда, более железистые (f =33-34%), глиноземистые (9-10% А12О3 ), титанистые
(2,0-2,7% TiO2) и соответствуют магнезиально-железистым обыкновенным роговым обманкам. Биотит умеренно-железистый ( f= 34-36%) с умеренным содержанием TiO2 (4-4,5%) и А12О3 (13,6-14,2%). Ортопироксен отвечает гиперстену, вкрапленники чуть более железисты, чем микролиты (f в среднем 31 и 28% ). Оливин имеет низкую, уровня базальтов, железистость, что заставляет предполагать его ксеногенное происхождение. Титаномагнетит по сравнению с таковым андезито-базальтов более железистый и содержит меньше ТiO2, Аl2О3.

Риодациты содержат до 10% вкрапленников, представленных плагиоклазом (преобладает), зеленым амфиболом, бурым биотитом, титаномагнетитом и ильменитом. Основная масса пород сложена светлым чистым стеклом с редкими микролитами тех же минералов. Вкрапленники плагиоклаза имеют состав Аn33-51 и часто обнаруживают обратную зональность. Амфиболы относятся к кальциевому ряду и попадают на границу между магнезиально-железистыми обыкновенными и актинолитовыми роговыми обманками. Железистость ( 27-32%), щелочность и титанистость амфиболов близка к таковой для вкрапленников амфиболов в андезито-дацитах. Сходная картина наблюдается в отношении железистости и глиноземистости биотитов. Однако
содержание TiO2 в биотитах и титаномагнетитах из риодацитов несколько ниже, чем в минералах из андезито-дацитов.

В целом состав минералов в лавах вулкана закономерно изменяется от основных пород к кислым: в плагиоклазах уменьшается кальциевость, а в титаномагнетитах - содержание TiO2 и Al2O3, в клинопироксенах и ортопироксенах – содержание А12О3 и т.д. Вместе с тем наличие обратной зональности плагиоклазов во всех типах пород, присутствие в базальтах зерен кварца, а в андезито-дацитах магнезиального оливина, широкий спектр вкрапленников темноцветных минералов в андезито-дацитах (от оливина до биотита) и в среднем большая железистость в этих породах вкрапленников ортопироксена по сравнению с микролитами, может указать на проявление процессов смешения магматических расплавов. Возможно, об этом же
свидетельствует некоторое повышение температур кристаллизации микролитов (1050°С) по сравнению с вкрапленниками (1036°С) в андезито-базальтах. Температура кристаллизации рудных фаз в андезито-дацитах 910°С, в риодацитах - 850-855°С, фугитивность кислорода соответственно 10-9, 3 и 10-10,2 -10-10,4.

Особенности химического состава пород вулкана позволяют отнести их к умеренно-калиевой серии, хотя анализы некоторых образцов попадают в поле высококалиевых пород.Подавляющее большинство анализированных образцов принадлежат породам нормального ряда, однако три образца базальтов попадают в класс субщелочных пород. Величина отношения Na20/K2О =1,8-2,5 в базальтах до 1,1-1,3 в кислых разностях. Подавляющее большинство - "известково-щелочные" породы.

Базальты и в меньшей степени андезито-базальты отличаются повышенной магнезиальностью (f = 46-51%) и повышенным содержанием Ni и Сr. По этим признакам основные лавы вулкана резко отличаются от обычных островодужных лав. Содержание А12О3 в базальтах высокое - в среднем более 17%. В высокоглиноземистую группу попадают и породы среднего состава, тогда как кислые - весьма высокоглиноземистых породы. Величина отношения Ni/Со в базальтах лежит
в пределах 3,5-5, однако и в кислых породах она также достаточно высокая (2-3). Базальты вулкана отличаются низким содержанием Ti02 (I%) и повышенным Sr и Rb. С ростом кремнекислотности пород в них возрастают концентрации Rb, Li,Be, U, Th, Pb и убывают концентрации Sr, v, Cr, Co, Ni, Си. При этом вариации величин отношений K/Rb и Th/U в породах разной основности сходны (300-450 и 2,2-2,7), а значения отношения Rb/Sr последовательно
возрастают (0,025-0,06 в основных лавах, 0,05-0,1 - в средних и 0,18-0,52 - в кислых).

В образце базальта и риодацита определены содержания редкоземельных элементов. Степень обогащения легкими РЗЭ в кислых породах выше, чем в основных (La/Yb соответственно 13,6 и 6,4), однако нормированные по хондриту кривые распределения РЗЭ образцы характеризуются
"известково-щелочным" трендом. Изотопный состав базальта 8 7Sr/8 6Sr = 0,70293, риодацита - 0,70312. Изохронный абсолютный возраст образцов 2.1+0.7 млн лет. Значения характерных
для тыловой зоны Курильской островной дуги.

Намагниченность в соответствии с современным полем и свежесть поднятых при драгировании лав и пемз свидетельствуют о молодости побочной вулканической постройки. Если массив Броутона имеет плейстоценовый возраст, то побочная постройка 6.10 может быть голоценовой. Излияние лав и пемз, судя по шаровым структурам базальтов и пемзам риодацитов, происходило
в подводных условиях. Побочный конус, скорее всего, многоактный – основную его постройку слагают базальты с риодацитовым куполом в прикратерной части.Базальты дают интенсивную положительную магнитную аномалию. Небольшое количество чужеродного материала - также косвенное доказательство молодости постройки.