ЛАТЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ

ЛАТЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ

Для вулканических пород Курильской дуги наблюдается отчетливая поперечная зональность распределения лав с разными ассоциациями вкрапленников, а также состава породообразующих минералов в одинаковых по кремнекислотности породах. Для средних и кислых пород фронтальной зоны характерно преобладание двупироксеновых ассоциаций вкрапленников, а для тыловой зоны - амфиболсодержащих.

В лавах тыловой зоны наряду с амфиболами встречаются слюды, оба минерала наблюдаются во вкрапленниках не только средних и кислых, но даже основных пород. Слюда в лавах фронтальной зоны Курил не установлена.

Характерными породами фронтальной зоны дуги являются крупнопорфировые базальты с (мегакристами анортита размерами до I см и более.Для базальтов тыловой зоны такие разности не типичны. В средних лавах тыловой зоны по сравнению с аналогичными породами фронтальной зоны чаще встречаются вкрапленники оливина, а в средних-кислых породах -также и кварца.

Для лав тыловой зоны характерно присутствие таких типоморфных акцессорных минералов, как шпинель (в основных породах) и циркон, а также более широкое развитие апатита, чем в лавах фронтальной зоны. Вкрапленники плагиоклаза в лавах тыловой зоны, кроме базальтов, менее кальциевые, чем в лавах фронтальной зоны. Плагиоклазы лав тыловой зоны содержат больше К, Ва, Sr и меньше Fe по сравнению с плагиоклазами фронтальной зоны. В кислых лавах тыловой зоны вкрапленники плагиоклаза менее кальциевые, чем микролиты.

Оливины лав тыловой зоны более магнезиальны, чем оливины лав фронтальной зоны. В случае одинаковых по магнезиальности оливинов тыловой и фронтальной зон первые характеризуются более высоким уровнем содержания марганца и кальция.

Клинопироксены лав тыловой зоны более кальциевые, менее железистые и содержат больше Ti, A1, а в базальтах - и Сr, чем фронтальные. Ядра вкрапленников клинопироксена тыловой зоны отвечают диопсидам и салитам, реже - высококальциевым авгитам; в породах основного состава встречаются хромдиопсиды, фассаиты, титан-авгиты.

В лавах фронтальной зоны ядра вкрапленников клинопироксена преимущественно авгиты, в базальтах отмечаются салиты. Ортопироксены вкрапленников лав фронтальной зоны более железистые, хотя в обоих случаях присутствуют бронзиты и гиперстены. Амфиболы в лавах фронтальной зоны встречаются редко и преимущественно в кислых разностях пород. При этом амфиболы дацитов отличаются меньшей кальциевостью, щелочностью и глиноземистостью.Эволюция пироксенов в лавах фронтальной зоны идет по толеитовому тренду с образованием малокальциевых и субкальциевых умеренно-железистых авгитов, пижонитов и ферропижонитов в каймах вкрапленников и в микролитах.

Для пироксенов лав тыловой зоны характерен известково-щелочной тренд: каймы вкрапленников и микролиты мало отличаются от ядер вкрапленников по железистости и содержанию кальция. В андезитах микролиты пироксена отвечают по составу бронзит-гиперстену и нередко более магнезиальны, чем вкрапленники. Титаномагнетиты основных-средних пород менее железисты, чем титаномагнетиты аналогичных пород фронтальной зоны.


УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ
Сведения о температурах кристаллизации магматических расплавов получены на основе плагиоклазового Кудо-Вейла, двупироксенового Вуда-Банно, магнетит-ильменитового геотермометров.

Кристаллизация вкрапленников и протокристов титаномагнетита-ильменита в базальтах происходила при температурах 885-П80°С: а в средних и кислых лавах - 850-950°С. При этом амфиболовые разности кристаллизовались при Р02, на 1,0-1,5 порядка более высоком, чем пироксеновые. Микролиты титаномагнетита-ильменита из основных масс оливин-пироксеновых базальтов и андезито-базальтов фронтальной зоны кристаллизовались при температурах и значениях Р02, близких к таковым для вкрапленников пироксеновых кислых лав. Учитывая различную распространенность амфибол- и пироксенсодержащих ассоциаций вкрапленников в средних и кислых лавах, различие в трендах кристаллизации пироксенов в породах из разных зон дуги, а также повышенную степень окисленности железа в лавах тыловой зоны, полагают, что магматические расплавы из тыловой зоны дуги кристаллизовались при более высоких значениях РО2.

Температуры кристаллизации пироксенов уменьшаются с ростом кремнекислотности лав от 1040-
1085°С в базальтах через 1000-1060°С в андезитах до 950-980°С в риодацитах, различий в температурах кристаллизации пироксенов из лав разных зон дуги не обнаруживается.

Верхний предел устойчивости амфибола в базальтовых расплавах при умеренных давлениях воды 1000°С, а в андезитах 950°С. Эти значения ниже минимальных температур кристаллизации пироксенов и указывают на более позднюю кристаллизацию амфибола по сравнению с пироксенами.

Более высокая кальциевость вкрапленников плагиоклаза в лавах фронтальной зоны по сравнению с лавами тыловой предполагает более высокие температуры.

Более широкое распространение амфиболсодержащих парагенезисов вкрапленников в средних и кислых лавах тыловой зоны по сравнению с лавами фронтальной зоны, наличие в лавах тыловой зоны вкрапленников амфибола в базальтах и андезито-базальтах позволяют предполагать и более высокие концентрации воды в магматических расплавах тыловой зоне дуги.

Только в породах дацит-риолитового состава наблюдается сходство температур кристаллизации плагиоклазов и пироксенов. Для более основных пород рассчитанные температуры кристаллизации плагиоклазов выше, чем пироксенов. Это указывает на более раннюю кристаллизацию плагиоклазов по сравнению с пироксенами в основных и средних породах и связано с высокой глиноземистостью островодужных магм .

Интервалы температур кристаллизации вкрапленников с ростом кремнекислотности пород сокращается. Исключение составляют некоторые умеренно-глиноземистые (магнезиальные) базальты тыловой зоны, где плагиоклаз кристаллизуется после оливина и клиопироксена.


ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ МИНЕРАЛЬНЫХ ФАЗ

На многих вулканах Курильской островной дуги проявлены ассоциации пород широкого диапазона кремнекислотности, причем на каждом отдельном вулкане лавы разной кремнекислотности обычно принадлежат к единой петрохимической серии и характеризуются наследованием особенностей редкоэлементного состава.

Проверка гипотезы фракционирования выполнена для вулкана 6.10 в тыловой зоне дуги вблизи о. Броутона, кальдер Немо на о.Онекотан и Львиная Пасть на о. Итуруп во фронтальной зоне дуги.

Для каждого шага фракционирования использовались данные: химический состав более основной породы (исходный расплав); состав ядер вкрапленников породообразующих минералов этой породы по данным микрозондового анализа (фракционирующие минеральные фазы); химический состав более кислой породы (результирующий расплав).

Моделирование процессов фракционирования по редким элементам проведено для трех групп их: крупнокатионных литофильных элементов (Rb, Ba, Sr), элементов группы железа (Сr, Со, и) и некоторых редкоземельных элементов (La, Sm,Yb).

Расчеты показывают, что все разновидности вулканических пород кальдеры Немо могут быть получены за счет последовательных этапов фракционирования единого расплава, отвечающего высокоглиноземистому базальту. При этом на первых двух шагах фракционирования (базальт-андезито-базальт и андезито-базальт-андезит) в число удаляемых фаз входят плагиоклаз, клинопироксен, оливин, магнетит, а на поздних (андезит-дацит, дацит-риодацит) место оливина занимает ортопироксен.

Для всех трех изученных объектов была проверена модель образования андезитов путем смещения базальтовых и дацитовых жидкостей и для фронтальной зоны эта модель оказалась вполне реалистичной. Для кальдеры Немо андезит может быть получен при смешении 37,6% высокоглиноземистого базальта и 62,4% дацита. Аналогично для кальдеры Львиная Пасть андезит можно получить при взаимодействии 50,4% базальта с 50,1% дацита или при смешении 42,8% того же базальта с 57,2% дацита. Однако для подводной горы 6.10 в тыловой зоне дуги ни андезиты, ни андезито-базальты не могут быть получены при смешении расплавов высокомагнезиального базальта и риодацита.


ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Наблюдающиеся различия в ассоциациях и составе породообразующих минералов фронтальной и тыловой зон Курильской дуги связаны и с различиями в химическом и редкоэлементном составе расплавов, и с разными термодинамическими условиями их кристаллизации.

Такие особенности состава минералов лав тыловой зоны по сравнению с соответствующими минералами фронтальной зоны, как повышенное содержание К, Ва, Sr и пониженное - Fе в плагиоклазах; повышенная магнезиальность оливинов, клинопироксенов и титаномагнетитов из пород основного состава; повышенное содержание Ti в клинопироксенах из пород основного-среднего состава, Ti - в титаномагнетитах базальтов, Сr - в клинопироксенах базальтов, а также наличие только в лавах этой зоны слюды, (Сr-А1)- шпинели и достаточно широкое распространение в них акцессорного циркона - прямо коррелируются с обогащением лав тыловой зоны по отношению к лавам фронтальной зоны К, Ва, Sr, Zr, РЗЭ, а пород основного состава также Mg, Сг, Ti и обеднением всех пород железом.

Резкое различие в распространенности амфиболосодержащих и двупирокееновых ассоциаций вкрапленников в лавах фронтальной и тыловой зон дуги,а также различие в них трендов эволюции пироксенов свидетельствуют о том, что кристаллизация магматических расплавов в этих зонах протекала при разных значениях содержания летучих. Ликвидусные температуры кристаллизации плагиоклаза лав тыловой зоны ниже, чем лав фронтальной зоны.

Латеральная изменчивость содержания Н2 0 и температур кристаллизации в четвертичных магмах северо-восточной Японии (во фронтальной зоне выше температуры кристаллизации расплавов и ниже концентрация Н20) на основании изучения ассоциаций вкрапленников замечена также М.Сакуямой. Сходные данные получены для вулканических поясов Камчатки.

Разные по кремнекислотности лавы как фронтальной, так и тыловой зоны дуги могут быть связаны друг с другом с помощью механизма кристаллизационной дифференциации при условии участия в кумулусе магнетита.

Отмеченная в некоторых андезитах и дацитах тыловой зоны обратная зависть ортопироксенов и плагиоклазов с обогащением микролитов по сравнению с вкрапленниками Mg и Са, присутствие как в породах тыловой, так и фронтальной зоны неравновесных кварц-оливиновых ассоциаций вкрапленников, а также резко различных по составу генераций вкрапленников плагиоклаза -все это является следствием широкого проявления процессов смешения магматических расплавов. В ряде случаев проявление процессов смешения подтверждается наличием гетеротакситовых (с резко различным составом полос) лав и пемз, описанных ранее на вулканах Головнина, Менделеева, в кальдере Немо и на вулкане Броутона. Данные модельных расчетов также указывают на возможность образования некоторых андезитов за счет смешения кислых и основных расплавов.