Вулканология и сейсмология, 2020, № 2, стр. 17-31

ВВЕДЕНИЕ

Исследование условий формирования дифференцированных вулканических серий пород позволяет установить направленность эволюции магматических расплавов и определить генетические связи между вулканическими породами различной кремнекислотности и щелочности. Одним из перспективных методов таких исследований является метод численного микроэлементного моделирования процессов дифференциации или взаимодействия магм. Обладая данными о вещественном составе пород и составах слагающих их породообразующих и акцессорных минералов, а также о температуре и давлении (PT) их кристаллизации можно детально восстановить историю изменения составов магм в процессе их дифференциации. В данной работе приводятся результаты изучения процессов эволюции умеренно-щелочных расплавов среднего и кислого составов, проявленных в обстановке активной континентальной окраины в тыловой зоне вулканического пояса Срединного хребта Камчатки на примере вулканического центра Белоголовский.

Наиболее характерной геодинамической обстановкой развития умеренно-щелочного и щелочного вулканизма являются внутриконтинентальные рифтогенные структуры, например, Хан-Богдинская верхнепалеозойская рифтовая впадина на юге Монголии [Коваленко и др., 2010], Гоби-Тяньшаньская рифтовая зона [Козловский и др., 2007] и Центральная Кенийская щелочная провинция [Scaillet, Macdonald, 2001; White et al., 2012]. Примером проявления трахибазальт-трахит-комендитовой серии в коллизионной обстановке является вулкан Немрут, расположенный на восточном берегу содового озера Ван [Çubukçu et al., 2012; Ulusoy et al., 2012; Перетяжко и др., 2015а, б]. Проявления умеренно-щелочных серий пород в обстановке активной континентальной окраины редки и заслуживает детального изучения.

Петрологические и минералогические исследования позволяют выделить общие черты эволюции трахибазальт-трахит-комендитовых серий. Ранее было установлено, что основным процессом в эволюции умеренно-щелочных магм является кристаллизационная дифференциация [Козловский и др., 2007; White et al., 2012; Перетяжко и др., 2015б]. Общей характеристикой дифференцированных серий является их “бимодальность” с разрывом эволюционных трендов в области средних по составу пород, что объясняется сложными процессами эволюции и зональным строением промежуточных магматических камер [Troll, Schmincke, 2002; Macdonald et al., 2008; Macdonald, 2012; Перетяжко и др., 2015а]. При этом образование трахитов, пантеллеритов и комендитов в составе серий рассматривается на основе моделей с различными типами исходных расплавов как трахибазальтовых, так и трахиандезитовых. Для бимодальной ассоциации хребтов Ноён и Тост образование трахитов связывается с фракционированием трахибазальтового расплава, а образование пантеллеритов и комендитов с процессами кристаллизационной дифференциации трахитового расплава и ассимиляции корового вещества [Козловский и др., 2007]. На вулкане Немрут [Перетяжко и др., 2015б] появление остаточных комендитовых и пантеллеритовых расплавов с широкими вариациями их железистости и щелочности вызвано изменениями условий кристаллизации исходных трахит-комендитовых магм с участием анортоклаза, геденбергита, фаялита и Fe–Ti оксидов, в зависимости от давления и содержания растворенной в расплавах воды. Отмеченные особенности в эволюции умеренно-щелочных серий, такие как их бимодальность и протяженный ряд продуктов дифференциации магм, свойственны и вулканическому центру Белоголовский тыловой зоны активной окраины Камчатки.

Белоголовский вулканический центр впервые изучен при проведении геолого-съемочных работ [Патока, Успенский, 1977] и привлек к себе внимание благодаря уникальным для Камчатки составам слагающих его пород, которые в отличие от типично островодужного вулканизма относятся к K–Na субщелочному и щелочному типам [Волынец и др., 1984; Флеров и др., 2014; Щербаков, 2015] (рис. 1). В целом породы повышенной щелочности вулканического центра принадлежат умеренно-щелочной серии, представленной трахибазальтами, трахиандезитами, трахитами и комендитами [Volynets, 1994; Петрографический кодекс России, 2008]. Большое разнообразие пород, распространенных в пределах вулканического центра, а также контрастность их составов, cвязаны с особыми условиями магмообразования на этапе смены геодинамического режима [Перепелов, 2014; Щербаков, 2015].

Рис. 1.

Схема положения вулканического центра Белоголовский на Камчатке. СХ – вулканический пояс Срединный хребет Камчатки, ВК – Восточно-Камчатский вулканический пояс, ЮК – Южно-Камчатский вулканический пояс.

Ранее О.Н. Волынцом с соавторами [Волынец и др., 1984, 1990] было проведено моделирование процесса кристаллизационной дифференциации трахиандезит-трахит-комендитовых магм вулканического центра Белоголовский. Авторами был сделан вывод о существовании двух линий дифференциации магм: 1 – трахиандезит-комендитовой, 2 – трахиандезит-трахитовой. Расчеты производились методом баланса масс, на основе данных о содержании петрогенных оксидов в породообразующих минералах. С получением новых данных о микроэлементном составе пород и минералов умеренно-щелочной серии центра стала возможна проверка ранее полученных результатов и их детализация.

Основными задачами проведенного исследования было установление генетических связей между породами умеренно-щелочной серии вулканического центра Белоголовский и определение роли процессов кристаллизационной дифференциации в формировании трахитов и комендитов с созданием модели эволюции умеренно-щелочных магм в геодинамической обстановке активной окраины.

Общие закономерности, геохимические характеристики и возраст формирования различных серий пород в строении вулканического центра Белоголовский определены в результате предшествующих исследований [Патока, Успенский, 1977; Волынец и др., 1984, 1990; Флеров и др., 2014, 2016; Перепелов, 2014; Щербаков, 2015]. Трахиты по особенностям редкоэлементного состава разделяются на две группы – трахиты 1-го типа (Ba/Nb = 23–47, Nb/Yb = 8.0–13.9, La_N/Yb_N = = 6–9) и трахиты 2-го типа (Ba/Nb = 17–20, Nb/Yb = 13.4–14.3, La_N/Yb_N = 7–8) [Щербаков, 2015].

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Фундамент вулканического центра Белоголовский представлен позднемиоцен-среднеплиоценовыми лавово-пирокластическими толщами, игнимбритами, дайками и экструзивными комплексами пород базальт-риолитового ряда составов, среди которых выделяются “кахтунский” и “крерукский” вулканогенные комплексы, принадлежащие к наиболее раннему этапу магматического развития территории (~12–4 млн лет). С формирования нормально-щелочного андезитового эруптивно-дайкового комплекса начинается следующий средне-позднеплиоценовый (~3.0–2.3 млн лет) этап развития вулканического центра [Перепелов, 2014; Щербаков, 2015]. На позднеплиоцен-раннеплейстоценовом этапе здесь проявляется умеренно-щелочной магматизм, представленный лавовыми и экструзивно-дайковыми комплексами (~1.64…~1.35 млн лет) [Volynets et al., 2010]. В составе умерено-щелочных комплексов пород трахиандезиты и трахиты образуют мощные лавовые потоки, дайки и крупные экструзии, а комендиты, комендитовые трахиты и трахириолиты формируют небольшие субвулканические тела и дайки в завершение его развития. Трахибазальты ранних этапов развития вулканического центра достоверно не установлены. Вместе с тем, исключительно мощные лавовые покровы трахибазальтов образуются после завершения развития экструзивно-дайкового трахит-трахириолит-комендитового комплекса пород этого центра. В заверение развития центра в плейстоцене, на его территории формируются щитовые вулканы Большой Паялпан (~0.91 млн лет), Алмазный, Тынуа, Малый Паялпан, Молодой Нюлканде и другие, с лавами, некками и дайками умеренно-щелочных базальтоидов и нормально-щелочных андезибазальтов и андезитов, которые отнесены к рассошинскому комплексу.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Использованные в ходе выполнения исследований образцы пород вулканического центра Белоголовский с привязкой приведены в табл. 1. Аналитические исследования проведены в Центре коллективного пользования “Изотопно-геохимических исследований” ИГХ СО РАН. Содержания петрогенных оксидов в породах определены методом XRF с использованием многоканального рентгеновского спектрометра СРМ-25 (“Орелнаучприбор”, Россия). Основные параметры съемки, измерения выполнены с использованием рентгеновской трубки с Rh анодом при напряжении 30 кВ и токе 40 мА. Образцы гомогенизировали с помощью сплавления с флюсом, метаборатом лития (LiBO₂) в индукционной печи в тиглях из стеклоуглерода при температуре 1100°C. Контроль качества определений породообразующих оксидов проводился с использованием стандартных образцов СГ-1А (гранит, Россия), СГ-2 (гранит, Россия) и JG-2 (гранит, Япония). Концентрации микроэлементов в пробах получены методом масс-спектрометрии с ионизацией в индуктивно связанной плазме (ICP-MS). Измерения проводились на масс-спектрометрах с магнитным сектором ELEMENT 2 (Finnigan MAT, Germany) с двойной фокусировкой и регистрацией сигнала в трех разрешениях: низкое (LR)-300, среднее (MR)-4000 и высокое (HR)-10000 М/∆M. Правильность определения концентраций микроэлементов и дрейф прибора контролировались по международным стандартным образцам базальтов BHVO-1, BHVO-2 (USGS) и андезитов AGV-1, AGV-2 (USGS) через каждые 5–6 проб.

Содержания редких элементов в минералах-вкрапленниках определялись методом лазерной абляции (LA-ICP-MS) на приборе NWR-213 New Wave Research (США) с длиной рабочей волны 213 нм и квадрупольном масс-спектрометре с индукционно связанной плазмой NexION 300D фирмы Perkin Elmer (США). Съемка проходила при частоте лазера в 20 Hz, энергии в 12 Дж/см² с диаметром луча 20–50 мкм. Значения потока охлаждающего, плазмообразующего и добавочного газа аргона составлял 16.0, 1.0 и 0.4 л/мин соответственно. В качестве несущего газа использовался гелий с чистотой 4.5 и скоростью потока 0.6 л/мин. Энергия плазмы составляла 1350 Вт. Для контроля измерений использовались международные стандартные образцы NIST SRM 610, 612 и 614, а также “внутренние стандарты”, а именно концентрации в силикатных минералах (полевые шпаты, пироксены, слюды, оливины) – Si, а в апатите – Ca.

Дополнительные определения микроэлементного состава пород проводились на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7700х фирмы Agilent Technologies (“Байкальский Центр Нанотехнологий”, технопарк при Иркутском национальном исследовательском техническом университете).

Изучение составов породообразующих минералов проводилось на электронном микроскопе “LEO 1430VP” (Carl Zeiss, Германия) с анализатором “Inca Energy 300” (Oxford Instruments Ltd) (ГИН СО РАН) и MIRA 3LMU (Tescan Ltd) с энерго-дисперсионным спектрометром INCA Energy-450+ (Oxford Instruments Ltd) (ИГМ СО РАН) при ускоряющем напряжении 15–20 кВ и токе ~0.5 нА (размер зонда <1 мкм, время набора спектра 10–50 с).

МИНЕРАЛОГИЯ

Исследования минеральных ассоциаций в породах вулканического центра Белоголовский позволили определить состав парагенезисов и направленность изменения состава вкрапленников и микролитов минералов в процессе их кристаллизации.

Трахибазальты обладающие редкопорфировой структурой содержат стекло в основной массе, а вкрапленники в них составляют до 10–15 об. %. Оливин (Ol) является основным минералом вкрапленником трахибазальтов, в меньшей степени распространены клинопироксен (Cpx), представленный салитом и авгитом, плагиоклаз (Pl) представленный, главным образом, лабрадором. Среди вкрапленников также встречается магнетит (Mgt). Характерной особенностью трахибазальтов является развитие в них микролитов и интерстиционных выделений K–Na полевого шпата (Kfs) и формирование кайм этого минерала вокруг вкрапленников плагиоклаза. Микролиты представлены парагенезисом Pl + Ol + Cpx + + TiMgt с участием апатита (Ap) и нефелина (Ne). Вкрапленники оливина имеют зональность с увеличением содержаний фаялитовой (Fa) и тефраитовой (Tf) молекул от центра к краю. Содержание CaO в оливинах из этих пород прямо коррелируется, в целом, с возрастанием их железистости и концентраций MnO в направлении от вкрапленников к микролитам (табл. 2). Для полевых шпатов наблюдается рост содержания альбитового и ортоклазового миналов в направлении от вкрапленников к микролитам (рис. 2). В трахибазальтах пироксены имеют тенденцию в увеличении Fs минала от вкрапленников к микролитам. Все трахибазальты обладают стабильным минеральным составом.

Рис. 2.

Диаграммы составов полевых шпатов (а) и пироксенов (б) трахибазальт-трахинадезит-трахит-комендитовой серии. Т1 – трахиты 1-го типа, Т2 – трахиты второго типа.

Парагенезисы минералов-вкрапленников в трахиандезитах представлены Pl + Ol ± Cpx ± Opx ± ± Amph ± Mgt. При этом в некоторых разностях этих пород оливин отсутствует. В отдельных образцах трахиандезитов в качестве основного минерала вкрапленника развит Opx, тогда как для большей части трахиандезитов он распространен в меньших объемах, чем Cpx, или отсутствует. Для трахиандезитов характерны микровключения оливина в Pl, а в пироксенах наблюдаются включения TiMgt и Ap. Оливины из трахиандезитов имею ту же тенденцию изменения состава по направлению от вкрапленников к микролитам, как и в трахибазальтах (см. рис. 2). Вкрапленники полевых шпатов в трахиандезитах слагают непрерывный ряд от лабрадора до анортоклаза (Ant). Каймы вкрапленников полевых шпатов сходны по составу с микролитами в диапазоне составов от олигоклаза до санидина. Вкрапленники и микролиты клинопироксена в трахиандезитах представлены преимущественно авгитом и обнаруживают сходный с трахибазальтами характер смены составов. В некоторых разностях трахиандезитов развиты вкрапленники, субфенокристаллы и микролиты амфиболов, преимущественно эденита (см. табл. 2).

Трахиты обладают, как правило, мегаплагиопорфировой, серийнопорфировой структурой. Изучение их минерального состава показывает, что они обладают большим разнообразием минеральных парагенезисов среди других типов пород умеренно-щелочной серии вулканического центра Белоголовский. Главным минералом-вкрапленником в трахитах является анортоклаз, часто зональный с возрастанием содержания K₂O от центра к краю. Менее распространены вкрапленники андезина и санидина. В парагенезисе микролитов присутствуют как клинопироксен, так и оливин, в некоторых разностях трахита широко распространены амфиболы, преимущественно эденит. Апатит встречается как на уровне вкрапленников, так и среди микролитов, часто в срастаниях с титаномагнетитом и ильменитом. Его характерной чертой являются стабильные содержания Cl (~0.4 мас. %). В апатитах из трахитов с высоким содержанием Ba отмечаются повышенные содержания Sr (до ~1 мас. %). В срастании с TiMgt и Ap отмечены зерна бадделеита и циркона размером до 10 мкм. Для трахитов, помимо развития Ca-амфиболов – эденитов и керсутитов, характерно присутствие щелочных амфиболов – рибекитов. Слюды представлены магнезиальным биотитом (MgO 20.3–18.4 мас. %, FeO* 16.1–6.0 мас. %).

Комендиты и комендитовые трахиты вулкана Белоголовский имеют, как правило, редкопорфировые, субафировые и афировые структуры с редкими вкрапленниками и субфенокристаллами. Основную долю вкрапленников составляет Kfs, для комендитовых трахитов характерно наличие вкрапленников Bt, а также сростков TiMgt и Ilm. Для обоих типов пород характерны фельзитовые или гиалиновые структуры основной массы. Следует отметить присутствие на уровне микролитов в комендитах марганцевой разновидности ильменита – пирофанита. В комендитах на уровне микролитов также обнаружены монацит и амфиболы – ферроекерманит и магнезиоарфведсонит. Присутствие щелочных амфиболов в кислых щелочных породах вулканического центра Белоголовский отмечалось ранее в работе [Волынец, 1993].

С помощью геотермобарометров [Putirka, 2008] рассчитаны температуры и давления кристаллизации минералов-вкрапленников из пород вулканического центра Белоголовский (оливин, пироксены, полевые шпаты). Оливиновые вкрапленники (Fo_70–77) из трахибазальтов, равновесные расплаву, показывают наиболее высокую температуру (1134–1183°С) и давление кристаллизации (11.3–11.6 кбар). Температуры и давления кристаллизации вкрапленников Cpx и Pl (T ~ ~ 1079–1120°С; P ~ 3.8–6.9 кбар; 5T ~ 1126–1133°С, P ~ 6.8–8.5 кбар соответственно) заметно более низкие. С ростом кремнекислотности пород температура кристаллизации вкрапленников снижаются. Для трахитов кристаллизация кислых полевых шпатов происходит в диапазоне от 814 до 1083°С, в комендитах – 824–892°С. Подобные оценочные расчеты P–T-параметров кристаллизации породообразующих минералов позволяют предположить, что их формирование в трахибазальтах могла происходить в очаге, расположенном на глубине 30–35 км, что соответствует нижней границе коры Камчатки [Konrad-Schmolke et al., 2016]. Очаг трахиандезитовых магм мог располагаться на глубине 25–30 км. Соответственно все последующие дериваты кристаллизовались в камерах, расположенных на еще меньших глубинах.

Особенности редкоэлементного состава минералов-вкрапленников отражают вещественные характеристики пород трахибазальт-трахиандезит-трахит-комендитовой серии (табл. 3). Плагиоклаз из трахибазальтов имеет наименьшие содержания РЗЭ и отчетливую положительную Eu-аномалию (рис. 3). Для некоторых составов плагиоклазов содержания тяжелых РЗЭ оказываются ниже предела обнаружения для LA-ICP-MS метода анализа. В других случаях уровни содержания в них тяжелых РЗЭ приближаются к уровням содержаний этих элементов в трахитах. Содержания Ba в полевых шпатах из трахибазальтов заключены в интервале 80–210 ppm.

Рис. 3.

Распределение РЗЭ в породообразующих и акцессорных минералах из пород вулканического центра Белоголовский. 1 – плагиоклаз из трахибазальтов (ПП-2701), 2 – биотит из трахитов 2-го типа (ПП-3102), 3 – поле составов клинопироксенов из трахитов (ПП-3102, ПП-2591), 4 – поле составов анортоклазов из трахитов (ПП-3102, ПП-2591), 5 – состав апатита из трахита (ПП-2591). Здесь и далее концентрации элементов нормированы на состав хондрита, по [McDonough, Sun, 1995].

Полевые шпаты трахитов (преимущественно анортоклазы) имеют умеренные концентрации РЗЭ с высокой степенью их фракционирования и ярко выраженными максимумами нормированных концентраций Eu (см. рис. 3). К ним по содержаниям РЗЭ близки биотиты, для которых Eu-аномалия не характерна. Из других примечательных особенностей в распределении редких элементов в минералах трахитов следует отметить, что в трахитах 1-го типа высокие концентрации Ba в породе коррелируют с повышенными его концентрациями в полевых шпатах (2100–2900 ppm). В трахитах 2-го типа, в которых содержания Ba умеренные, полевые шпаты обладают более низкими концентрациями этого элемента (~1500–1800 ppm). При этом следует отметить, что еще одним концентратором Ba в трахитах является биотит (~3200 ppm).

Пироксены трахитов отчетливо обогащены как легкими, так и тяжелыми элементами редкоземельной группы в сравнении с полевыми шпатами. Для графиков распределения РЗЭ в пироксенах характерен отчетливый Eu минимум (см. рис. 3). Наиболее высокими концентрациями РЗЭ обладают апатиты. Уровни концентраций этих элементов в них на 2–3 порядка выше, чем в других исследованных минералах. Для апатитов наблюдается высокая степень фракционирования РЗЭ и слабо выраженная отрицательная Eu-аномалия.

МОДЕЛИ ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ

Разработка модели происхождения трахитов и комендитов в составе умеренно-щелочной магматической серии пород была выполнена в предположении о ведущей роли кристаллизационной дифференциации. Расчеты модели проводились с применением программы “Crystal” [Перетяжко, 1996] методом баланса масс с использованием данных о содержании петрогенных оксидов в породах и породообразующих минералах. Данные по составу пород умеренно-щелочной серии приведены в работе [Флеров и др., 2016]. При расчете баланса масс были приняты следующие граничные условия: 1) объемы (массы) всех компонентов (минералов), участвующих в расчете, должны иметь положительное значение и не превышать реально наблюдаемые содержания их в породах; 2) сумма квадратов невязок или отклонений содержаний главных оксидов по результатам расчетов должна быть σ < 1. Следующим этапом проверки модели кристаллизационной дифференциации при происхождении трахитов и комендитов было проведение микроэлементного моделирования. Для этого использовались объемы фракционирующих минералов, полученные при масс-балансовых расчетах по петрогенным оксидам. С использованием заимствованных из литературы и полученных методом LA-ICP-MS оригинальных коэффициентов распределения редких элементов для кислых магматических пород, а также данных о составах породообразующих минералов проведено моделирование процессов дифференциации трахиандезит-трахитовых магм в программе “Petrological Modeler” [Ersoy, Helvaci, 2010]. Основной целью проведенных расчетов было подтверждение генетических связей между породами трахиандезит-трахит-комендитовой ассоциации или выводы об отсутствии таких связей.

Проведенные расчеты баланса масс показывают, что процессы кристаллизационной дифференциация могли быть ответственными за происхождение трахитов и комендитов в составе умеренно-щелочной серии (табл. 4). Согласно расчетам, основным фракционирующими минералами являются полевые шпаты (плагиоклазы, анортоклазы, санидины). Для получения из трахиандезитового расплава трахитов 1-го типа необходимо фракционирование Pl ~21, Cpx ~4, Ol ~4 об. % и суммарно 6 об. % Ap, Mgt и Ilm. Согласно расчетам, при образовании из трахиандезитового расплава трахитов 2-го типа существенно возрастает доля фракционирующего плагиоклаза ~46 об. %, тогда как доли других минералов существенно меньше (Cpx ~3 и Ol ~ 5 об. %; Ap, Mgt, Ilm суммарно ~6 об. %). Образование комендитов в рамках модели дифференциации возможно как из расплава, имеющего состав трахитов 1-го типа, так и из расплавов, отвечающих составам трахитов 2-го типа. Для образования 46 об. % остаточной комендитовой жидкости из трахитового расплава необходимо удалять 45 об. % санидина и 27 об. % анортоклаза и, кроме того, суммарно ~7 об. % таких минералов как Cpx, Ap, Mgt и Ilm. В случае образования 40 об. % комендитового расплава из расплава, отвечающего составу трахитов 2-го типа, необходимо удалить 35 об. % Ant и 18 об. % Kfs, а также суммарно 5 об. % Cpx, Ap, Mgt и Ilm. Проведение редкоэлементного моделирования с применением оригинальных и литературных коэффициентов распределения “минерал/расплав” и “минерал/порода” обеспечило дополнительную проверку результатов расчетов, проведенных методом баланса масс (табл. 5).

Модель образования обоих групп трахитов из расплава трахиандезитового состава в рамках модели кристаллизационной дифференциации полностью подтверждается (рис. 4). Ключевую роль при этом играют плагиоклазы, однако сопоставимые наблюдаемым и расчетным содержания РЗЭ в породах достигаются при условии фракционирования небольших количеств апатита. Образование комендитового трахита, согласно расчетам, возможно только из расплава, отвечающего своим составом трахиту 1-го типа. Образование остаточных комендитовых расплавов возможно при дифференциации как расплавов с составом трахитов 1-го, так и 2-го типов (см. табл. 5, рис. 5). В получении комендитовых расплавов путем кристаллизационной дифференциации существенную роль играют санидин и анортоклаз, однако основной вклад в получении требуемых содержаний РЗЭ вносит апатит. Необходимость применения оригинальных коэффициентов “минерал/порода” объясняется особенностями состава минеральных парагенезисов пород вулканического центра Белоголовский. Эти коэффициенты позволяют учитывать высокие содержания РЗЭ в апатите, а также значительные вариации содержаний Sr, Ba, Th, U в других породообразующих минералах. При применении литературных коэффициентов не удается получить удовлетворительные составы моделируемых расплавов.

Рис. 4.

Составы пород по результатам моделирования образования трахитов 1-го (а) и 2-го (б) типов из расплава трахиандезитового состава. 1 – расчетный состав трахита 1-го типа, 2 – расчетный состав трахита 2-го типа, полученные с применением оригинальных коэффициентов распределения (см. табл. 3), 3 – расчетный состав трахитов 1-го и 2-го типов с применением коэффициентов распределения по литературным данным [Ersoy, Helvaci, 2010], 4 – поле наблюдаемых составов трахитов 1-го и 2-го типов. Cостав примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989].

Рис. 5.

Составы комендитов по результатам моделирования из исходных расплавов трахитов 1-го типа (а) и трахитов 2-го типа (б). 1 – состав комендита, рассчитанный с применением оригинальных коэффициентов распределения редких элементов (см. табл. 3), 2 – расчетный состав комендита с применением коэффициентов распределения по литературным данным [Ersoy, Helvaci, 2010], 3 – поле наблюдаемых составов комендитов. Cостав примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989].

Как показывают результаты проведенного моделирования с использованием данных о распределении редких элементов в минералах из пород умеренно-щелочной серии вулканического центра Белоголовский, схема дифференциации, по [Волынец и др., 1990], в целом, подтверждается. При этом имеются некоторые различия между моделью О.Н. Волынца и предлагаемой по итогам проведенных новых исследований. Установлено, что комендиты и комендитовые трахиты являются продуктом дифференциации трахитовых расплавов, а не трахиандезитовых, как было указано в работе [Волынец и др., 1990]. Другим отличием является вывод о формировании комендитовых трахитов из трахитов 1-го типа (см. рис. 5). В обеих схемах в рамках модели кристаллизационной дифференциации не удается установить связь между трахибазальтами и более кремнекислыми породами серии – трахиандезитами, трахитами и комендитами. Расчеты баланса масс трахиандезитовых и трахибазальтовых расплавов с имеющимися составами минералов-вкрапленников и пород не дают положительного результата, который бы отвечал наблюдениям реальных соотношений минералов в породах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По итогам проведенных исследований процессов эволюции умеренно-щелочных магм вулканического центра Белоголовский могут быть сделаны следующие выводы.

1. На основе результатов микрозондовых и LA-ICP-MS аналитических исследований рассчитаны реальные коэффициенты распределения редких элементов для системы “минерал/порода” в отношении породообразующих и акцессорных минералов из пород умеренно-щелочной серии активной континентальной окраины.

2. По результатам количественного моделирования процессов дифференциации умеренно-щелочных магм вулканического центра Белоголовский установлено, что главным процессом, ответственным за формирование трахитов, комендитовых трахитов и комендитов, является процесс фракционирования породообразующих и акцессорных минералов.

3. Показано, что главными фракционирующими минералами при образовании трахитов из трахиандезитового расплава, а комендитовых трахитов и комендитов из трахитового расплава являются полевые шпаты (плагиоклаз, анортоклаз, санидин) с подчиненным участием в процессе дифференциации Ol, Cpx, Opx, Bt, Amph, TiMgt, Ilm и апатита.

4. Установлено, что трахиандезиты, трахиты, комендитовые трахиты и комендиты принадлежат единому эволюционному ряду, тогда как исследованные трахибазальты в составе умеренно-щелочной серии не обнаруживают прямых генетических связей со средними и кислыми породами.