 | МИНЕРАЛЬНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ |
МИНЕРАЛЬНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
Изменчивость минерального состава вулканитов отражает вариации не только химизма магматических расплавов, но и (Р-Т)-условия их кристаллизации. Главный метод исследования -микрозондовый анализ состава минералов вкрапленников.
Лавы фронтальной зоны относятся к низкощелочным низко- и умеренно-калиевым разностям, лавы задужной области - к умеренно- и высококалиевым породам нормальной или повышенной щелочности. По соотношению величины FeO /MgO с Si02 (диаграмма Миаширо) анализированные образцы лав фронтальной зоны попадают в поле толеитов за исключением андезито-базальтов кальдеры Немо, дацитовых пемз кальдеры Львиная Пасть и экструзивных дацитов вулкана Ушишир. Последние, а также задужные лавы относятся к известково-щелочным породам. Среди задужных лав лишь субщелочные базальты и лавы подводного вулкана Крылатка попадают в поле толеитов.
СОДЕРЖАНИЕ ВКРАПЛЕННИКОВ И ИХ АССОЦИАЦИИ
В составе вкрапленников установлены плагиоклаз, кварц, оливин, клино- и ортопироксен, титаномагнетит, амфибол, слюда, ильменит. В некоторых базальтах и андезито-базальтах в качестве протокристов отмечена шпинель. В основных массах вулканитов кроме перечисленных минералов встречаются пижонит и субкальциевый авгит и вулканическое стекло. Из акцессориев установлены апатит и циркон.
Содержание вкрапленников колеблется от 5-10 до 30-40%.Преобладают порфировые разности. Субафировые и редкопорфировые разновидности (менее 10% вкрапленников) наиболее характерны для высокожелезистых (толеитовых) андезито-базальтов и некоторых андезитов фронтальной зоны дуги, а также для риодацитов и риолитов. Существенное изменение содержания вкрапленников отмечено в последовательно поставлявшихся порциях вулканитов одного извержения, как при побочном прорыве на Алаиде в 1972 г. или извержении вершинного кратера вулкана Тятя в 1973 г.
В соответствии с высокой глиноземистостью подавляющего большинства вулканитов Курил в составе вкрапленников преобладает плагиоклаз, и лишь в умеренно-глиноземистых задужных базальтах суммарное содержание вкрапленников темноцветных минералов соизмеримо с содержанием плагиоклаза. Многие базальты фронтальной зоны включают мегакристы плагиоклаза длиной 1-2 см, несущие сростки оливина.
Вкрапленники кварца редки и более обычны в андезитах, чем в дацитах и риодацитах. При этом они чаще встречаются в вулканитах с амфиболсодержащими, чем двупироксеновыми, ассоциациями. Встречается сочетание вкрапленников кварца и оливина (андезиты купола Менделеева 28, базальты подводного вулкана 19), причем в базальтах кристаллы кварца всегда окружены реакционными каймами клинопироксена. В целом кварцесодержащие разновидности средних и кислых пород чаще встречаются в южной части Курильской дуги (вулкан Менделеева 28, экструзии м. Алехина и Столбчатого на о. Кунашир, пемзы кальдеры Львиная Пасть 27 и пемзовые туфы в северной части о. Итуруп, подводные вулканы Итурупской группы. На Центральных и Северных Курилах находки кварцсодержащих вулканитов единичны (дациты перешейка Косточка на о. Симушир, андезиты и дациты вулкана Ушишир и др.).
Вкрапленники оливина обычны в базальтах, андезито-базальтах, но встречаются в андезитах и дацитах. Появление оливина в средних и кислых лавах отмечается на вулканах с дифференцированным базальт-дацитовым составом пород и установлено для серий пород, эволюционирующих как по толеитовому (кальдера Львиная пасть во фронтальной зоне), так и по известково-щелочному тренду (вулкан Броутона в тыловой зоне дуги). В породах среднего и основного состава (особенно для "толеитов") вкрапленники оливина неравновесны и окружены реакционными каймами пижонита и ортопироксена в лавах фронтальной зоны, клино-, ортопироксена или амфибола в лавах задужной зоны.
Вкрапленники пироксена (клино- и орто-) встречаются во всех типах пород, кроме риодацитов и некоторых задужных дацитов, причем с ростом содержания Sio2 в лавах доля ортопироксена по сравнению с клинопироксеном возрастает (кроме пород высококалиевой серии). Двупироксеновые разновидности пород более характерны для лав фронтальной, чем задужной зоны. В задужных базальтах ортопироксен отсутствует, а в средних породах наряду с пироксенами развит амфибол и реже слюда. Кислые задужные лавы биотит-амфиболовые и практически не содержат пироксена. Амфибол и даже слюда отмечены здесь даже в андезито-базальтах и базальтах (подводное основание вулкана Чиринкотан, подводный вулкан Эдельштейна , начальные порции лав прорыва Олимпийский вулкана Алаид. и др.). В лавах фронтальной зоны биотит не встречен (за исключением плиоценовых дацитов перешейка Косточка на Симушире), а амфибол обнаружен только в породах андезитового и дацитового состава (подводный вулкан в четвертом Курильском проливе между островами Парамушир и Онекотан, вулкан Ушишир , подводный вулкан 22 в проливе Буссоль, пемзы кальдеры Львиная Пасть).
Для задужных базальтов и некоторых андезито-базальтов характерно наличие (Сг-А1)- шпинели во вкрапленниках оливина, тогда как в базальтах фронтальной зоны включения в оливинах сложены титаномагнетитом и хромистым титаномагнетитом. Вкрапленники (субфенокристы) Сг- магнетита отмечены в лавах, содержащих шпинель.
Во всех остальных типах пород встречаются мелкие вкрапленники и субфенокристы безхромистого титаномагнетита и включения его в фенокристаллах других породообразующих минералов. Ильменит в породах более редок, хотя отмечен во всех типах лав от базальтов до риодацитов и риолитов в каждой зоне. Обычны сростки ильменита с титаномагнетитом.
Задужные андезиты и дациты содержат крупные выделения апатита. В них и в более кислых породах обычен циркон. Иногда он встречается даже в базальтах. В средних и кислых лавах фронтальной зоны кристаллы апатита мелкие при отсутствии циркона.
СОСТАВ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ
ПЛАГИОКЛАЗЫ
Состав плагиоклаза в лавах изменяется от An95-98 до A n 3 0 - 3 5, причем анортиты обнаружены не только во вкрапленниках, но и среди микролитов. В базальтах, андезито-базальтах и андезитах фронтальной Зоны и задужных базальтах состав ядер вкрапленников плагиоклаза более кальциевый, чем состав кайм и микролитов.
В задужных андезито-базальтах и андезитах состав вкрапленников и микролитов перекрывается, а в дацитах и риодацитах вкрапленники даже менее кальциевые, чем микролиты и ядра вкрапленников имеют более заниженное по сравнению с микролитом содержание калия и железа.
С ростом кремнекислотности ядра вкрапленников становится менее кальциевыми. Та же картина в микролитах. При этом убывает содержание железа и во вкрапленниках и в микролитах.
Вариации кальциевости плагиоклаза микролитов и кайм вкрапленников в одинаковых породах фронта и задужной части сходны, тогда как в случае ядер вкрапленников сходство наблюдается только для базальтов, а во всех остальных случаях плагиоклазы задужной зоны более натриевые, их вкрапленники и микролиты содержат больше калия и железа, обогащены Sr и Ва и при сходных значениях отношения Ba/Sr, имеют пониженное отношение Ca/Sr.
ОЛИВИНЫ
Состав оливина изменяется от Fa12-19 до Fa40-44, ядра вкрапленников менее железистые, чем их каймы и микролиты. Оливины из одноименных пород фронтальной зоны изменяется в пределах F a 23-40, а в базальтах задужной зоны - в пределах F а12-35 с двумя модальными значениями Fa13-15 и F а 25-27 (первая мода отвечает магнезиальным, вторая - глиноземистым базальтам). Оливины из лав фронтальной зоны характеризуются более низким содержанием СаО.
ПИРОКСЕНЫ
Пироксены лав фронтальной и задужной зон различна по составу и трендам эволюции. И клино- и ортопироксены лав фронтальной зоны в целом более железистые. Вкрапленники клинопироксена из лав задужной зоны характеризуются повышенным содержанием Са, Al, Ti. Ядра вкрапленников во фронтальной зоне отвечают авгитам и лишь в базальтах встречаются салиты. В задужной зоне наряду с авгитами имеются диопсиды (базальты, андезито-базальты) и салиты (базальты, андезито-базальты, андезиты). При этом диопсиды хромистые, 0,3-0,7% Сr2О3, а среди салитов отмечаются фассаитовые разности, содержащие 6-8% Al2O3. Некоторые фассаиты и авгиты имеют 1% Ti02. В клинопироксенах лавах фронтальной зоны концентрации Сг2о3 не превышают 0.2-0.5 %, ТiO2, а А1203- 4,0-4,5%. Содержание глинозема в ртопироксенах из лав разных зон не различается и в ядрах вкрапленников уменьшается от базальтов и андезито-базальтов (1-3% А12О3) к андезитам и дацитам (менее 1%). В лавах задужной зоны каймы вкрапленников и микролиты клинопироксена по сравнению с ядрами обогащены Fe и обеднены Са, микролиты и каймы вкрапленников отвечают кальциевым авгитам. В случае ортопироксенов базальтов и андезито-базальтов задужной зоны каймы и микролиты с повышенным Fe и Са не входят за пределы бронзит-гиперстенов и отвечают известково-щелочному тренду. В ортопироксенах андезитов задужной зоны часто наблюдается обратная зональность, а микролиты и краевые зоны вкрапленников более магнезиальны, чем ядра.
В лавах фронтальной зоны смещение состава кайм вкрапленников и микролитов пироксенов по сравнению с ядрами значительное. В базальтах, андезито-базальтах и андезитах идет непрерывное изменение от авгитов (салитов) и бронзит-гиперстенов в сторону железистых малокальциевых и субкальциевых авгитов и промежуточных пижонитов – это иже толеитовый тренд эволюции. Состав пироксенов из дацитов и риолитов связан со степенью обогащения пород железом. Пироксены "толеитовых" (обогащенных железом) дацитов кальдеры Львиная Пасть и подводной горы Рикорда более железистые, чем пироксены из амфибол вкрапленников, содержащих известково-щелочные дациты вулкана Ушишир и пемзовых туфов Львиная Пасть.
АМФИБОЛЫ
Амфиболы широко распространены в лавах тыловой зоны дуги, где встречаются во всех типах пород от базальтов до риодацитов и редки в лавах фронтальной зоны, где установлены только в андезитах и дацитах.
Вариации содержания щелочей, глинозема, титана, а также железистости амфиболов разных типов пород тыловой зоны значительны, однако на диаграмме Ca-Mg-(Fe+Mn) они дают компактный рой. Вместе с тем кальциевость амфиболов последовательно убывает от базальтов к дацитам и риодацитам, и лишь для амфиболов андезито-базальтов характерен большой разброс.Также последовательно убывает содержание ТiO2 в амфиболах: 1,6-2,8% - в базальтах, 1,3-2,6 - в андезито-базальтах, 1,4-2,2 - в андезитах, 0,9-1,4% - в дацитах и риодацитах.
Среди амфиболов выделяется несколько минеральных типов. С ростом содержания Si02 в лавах, в амфиболах увеличивается величина Al , щелочей и железистости. Так, гастингситы установлены в базальтах, андезито-базальтах и андезитах, магнезиально-железистые роговые обманки - во всех типах пород, а актинолиновые роговые обманки - в андезитах, дацитах и риодацитах. Особняком стоят чермакитовые амфиболы (с низким содержанием щелочей при высокой глиноземистости), обнаруженные во вкрапленниках андезито-базальтов в ассоциации с гастингситами и магнезиально-железистыми обыкновенными роговыми обманками.
Амфиболы из дацитов фронтальной зоны дуги отвечают магнезиально-железистым обыкновенным и актинолитовым роговым обманкам и по соответствующим амфиболами тыловой зоны отличаются пониженной кальциевостью, глиноземистостью и щелочностью при сходном содержании ТiO2.
Слюды установлены только в лавах тыловой зоны дуги. Все они флогопит-сидерофиллитовые, причем слюды из базальтов отвеча ют флогопитам, а из андезитов, дацитов и риодацитов - биотитам. Железистость слюд дацитов и риодацитов чуть превышает их железистость в андезитах (соответственно 34-42 и 33-38%). Содержание ТiO2 в слюдах прямо коррелируется с их железистостью, однако в дацитах и риодацитах оно более низкое (3,5-4,0%), чем в андезитах (4,0-4,5%). В целом содержание ТiO2 в слюдах курильских лав соответствует таковому в породах известково-щелочной серии Камчатки.
ТИТАНОМАГНЕТИТЫ
Железистость вкрапленников титаномагнетита увеличивается с ростом кремнекислотности пород от 76-79 в базальтах до 95-98% в андезитах и дацитах. С ростом железистости титаномагнетитов в них уменьшается содержание глинозема и возрастает содержание титана. Микролиты титаномагнетита по сравнению с вкрапленниками более железисты, титанисты и менее глиноземисты.
Титаномагнетиты основных и средних пород тыловой зоны менее железисты, чем фронтальной зоны, но в дацитах обеих железистость одинакова.
Одинаковые по железистости титаномагнетиты базальтов более титанисты в тыловой зоне, тогда как в дацитах наблюдается обратное. Максимальная концентрация TiO2 достигается в микролитах титаномагнетита из андезито-базальтов фронтальной зоны (15-16%), а минимальная (4-6%) - в наименее и наиболее железистых титаномагнетитах соответственно из базальтов и дацитов тыловой зоны.Пониженное содержание TiO2 в первых связано с ранней кристаллизацией титансодержащих клинопироксенов, а во вторых - с совместной кристаллизацией титаномагнетита и ильменита.
В шпинельсодержащих базальтах и андезито-базальтах тыловой зоны наряду с бесхромистыми присутствуют и хромсодержашие титаномагнетиты.Последние установлены как включения во вкрапленниках оливина базальтов фронтальной зоны (кальдера Львиная Пасть).
ИЛЬМЕНИТЫ
Эти довольно редкие минералы. Железистость вкрапленников и протокристов ильменита изменяется от базальтов (82-85%) к дацитам и риолитам (88-91%), в микролитах всех типов пород по кремнекислотности она сходна (90-95%).
Ильмениты из амфиболсодержащих пород имеют более высокое содержание гематитовой молекулы и более низкое— ильменитовое по сравнению с ильменитами из пироксеновых разностей.
ШПИНЕЛИ
Шпинели встречены только в базальтах и андезито-базальтах тыловой зоны дуги в виде включений во вкрапленниках оливина и среди микролитов основной массы в наиболее магнезиальных разностях пород. Все они принадлежат к (FeЗ -Cr-А1)- разностям пикотитового типа и имеют железистость 35-75%. Шпинели базальтов более хромистые и менее железистые, чем шпинели андезито-базальтов. Состав и тренд эволюции шпинелей (увеличение Fе3+ с начала за счет А1 при практически постоянной хромистости, а затем и за счет А1, и за счет Сг) сходны с таковыми для шпинелей из лав умеренно-калиевой известково-щелочной серии, а также щелочных оливиновых базальтов Камчатки.