Вулканология и сейсмология, 2021, № 1, стр. 3-21

ВВЕДЕНИЕ

Магнитные свойства горных пород, а точнее содержащихся в них магнитных минералов, активно используются для решения задач петрологии и минералогии – выяснения условий магмообразования, кристаллизации, вторичных изменений, процессов рудообразования, так как минералы-носители магнетизма горных пород, помимо информации о магнитном поле Земли времени их образования, несут информацию о геологических условиях, при которых они образовались [Магнетизм …, 1975; Печерский, Диденко, 1995; Шолпо, 1977; Clark, 1997; McEnroe et al., 2018 и др.].

За более чем 85-летнюю историю изучения продуктов извержений вулкана Алаид (рис. 1), расположенного на севере Курильской островной дуги [Абдурахманов и др., 1978; Авдейко и др., 1977, 1978; Федотов и др., 1981, 1982; Флеров и др., 1978, 1982; Kuno, 1935 и др.], его петрофизические, в том числе и петромагнитные, исследования проведены в ограниченном объеме. Петромагнитные исследования, которые ограничивались, в основном, измерениями начальной магнитной восприимчивости пород для последующей интерпретации аномального магнитного поля, в небольшом объеме были выполнены для продуктов извержений собственно вулкана Алаид [Коренев, Шкуть, 1979; Геолого-геофизический …, 1987; Красный, 1990; Рашидов, Аникин, 2014, 2015, 2016, 2018, 2019] и базальтов, драгированных на подводном вулкане Григорьева (см. рис. 1а), расположенном в 5.5 км к северо-западу от о. Атласова [Блох и др., 2006; Рашидов и др., 2016].

Рис. 1.

Схема строения вулканического массива Алаид (а) и его положение на карте (б) и профиле (в). 1 – древний конус вулкана Алаид; 2 – молодой конус вулкана Алаид и его лавовые потоки; 3 – лавовые потоки цент-рального конуса вулкана Алаид; 4 – терминальный (а) и побочные латеральные шлаковые конусы (б) вулкана Алаид; 5 – лавовые потоки внутреннего и побочных шлаковых конусов вулкана Алаид; 6 – кратеры (а) и эрозионные уступы (б) вулкана Алаид; 7 – морская терраса (а) и пирокластические образования кратера Такетоми (б); 8 – изобаты (м); 9 – подводные лавовые конусы; 10 – подводный вулкан Григорьева. Использованы данные работы [Абдурахманов и др., 1978]. На карте (б) треугольниками показана осевая зона глубоководного желоба [www.esri.com; Cloud Free Earth 2 km]. На профиле (в) крестами показаны гипоцентры землетрясений с магнитудой M ≥ 4.5 [U.S. Geological Survey, https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/search], выборка 29.07.1900–10.10.2019.

Нами было проведено изучение ряда стандартных магнитных характеристик 40 образцов базальтов исторического возраста латеральных извержений 1933–1934 гг. (побочный вулкан Такетоми) и 1972 г. (прорыв Олимпийский) и терминального извержения 1981 г., а также базальтов различных лавовых потоков у береговой линии о. Атласова [Рашидов и др., 2018], результаты которого свидетельствуют об однородности исследованного материала.

В октябре 2018 г. двум соавторам настоящей статьи удалось впервые отобрать лавы терминального извержения вулкана Алаид 2015–2016 гг. [Аникин и др., 2019], на открытых участках заснеженного и покрытого льдом вершинного кратера (см. рис. 1а, район пика Центральный), на которых был выполнен комплекс петромагнитных, петрогеохимических и микрозондовых исследований, представленных в настоящей работе. Одной из двух основных задач настоящего исследования явилось получение первых, по сути дела, данных о структуре и составе магнитной фракции магматических пород вулкана Алаид, установление глубины магматического очага, точнее глубины последнего равновесного стояния магмы извержения 2015–2016 гг.

По мнению Н.Л. Добрецова [2018], оценка возможных масштабов и катастрофических последствий вулканических извержений нуждается в существенной корректировке: “Из-за своих последствий извержения вулканов представляют для человечества не меньшую, а, возможно, большую угрозу, чем атомная война, падение крупного метеорита или любые другие глобальные катастрофы. И, по-видимому, эту опасность мы недооцениваем”. Как показали палеовулканологические исследования последних лет [Cook et al., 2018; Lavigne, Guillet, 2015 и др.], пепел и тефра ряда крупных извержений вулканов Тихоокеанского огненного кольца были найдены в ледяных кернах Антарктиды и Гренландии. Более того, было показано, что с некоторыми из них связаны климатические катаклизмы и социальные кризисы последнего тысячелетия, в частности в первой половине VI века [Toohey et al., 2016] и во второй половине XIII века [Lavigne, Guillet, 2015] нашей эры.

В этой связи достаточно остро встает вопрос об идентификации продуктов вулканизма – какому вулкану они принадлежат? В решении этого вопроса может помочь петромагнитное изучение продуктов палео- и современных извержений вулканов Курило-Камчатского региона. Исследования в этом направлении будут способствовать разработке методических основ создания петромагнитных “паспортов” действующих и временно “спящих” вулканов, что позволит определять источники погребенных вулканических пеплов в голоцене, частоту активности этих источников и возможные ареалы распространения пепловых туч.

С учетом этого, комплексное геолого-геофизическое изучение вулканизма, в том числе и субдукционного, создание петромагнитного “паспорта” каждого вулкана и разработка единой системы наблюдений за катастрофическими природными явлениями является задачей важной не только в научном, но и в социальном плане. Это и есть вторая основная задача настоящей работы – провести методические пилотные исследования продуктов извержения вулкана Алаид с целью установления наиболее информативных петромагнитных характеристик, оценить их возможные связи с химическим составом вулканитов. Целесообразность создания петромагнитных “паспортов” вулканов определяется также и экспрессностью петромагнитных исследований.

КРАТКОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ И ХАРАКТЕРИСТИКА ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ВУЛКАНИТОВ

Вулкан Алаид (см. рис. 1) – самый северный и самый высокий (2339 м) вулкан Курильской островной дуги – занимает всю площадь о. Атласова (Алаид, Анфиноген). Остров-вулкан и примыкающий к нему подводный вулкан Григорьева [Безруков и др., 1958] составляют единый вулканический массив Алаид [Блох и др., 2006], имеющий северо-западное простирание и размер по изобате 500 м ∼23 × 30 км, входящий в состав Северо-Курильского сегмента Курильской островной дуги.

Алаид находится в 225–230 км северо-западнее ближайшей точки Курило-Камчатского глубоководного желоба (см. рис. 1а), который маркирует границу между Тихоокеанской и Охотоморской плитами [DeMets et al., 2010]. В этой зоне отчетливо наблюдается увеличение глубин землетрясений, связанных с поддвигом Тихоокеанской плиты под Охотоморскую, от поверхности дна океана до глубин ~650 км (см. рис. 1б). Гипоцентры трех зафиксированных литосферных землетрясений с М ≥ 4.5 в непосредственной близи острова-вулкана находятся на глубинах 108–154 км [U.S. Geological Survey, 2019, https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/ search].

Имеются различные сведения о возрасте образования вулкана Алаид. По данным [Мелекесцев, 1980; Поляк, Мелекесцев, 1979], возраст вулкана ∼60 тыс. лет. По мнению [Абдурахманов и др., 1978], древняя постройка вулкана Алаид сформировалась в среднем, а молодая – в верхнем плейстоцене. Г.С. Горшков [1967] считал, что вулкан образовался в голоценовое время. Однако все предположения о времени образования вулкана Алаид не основываются на данных определения абсолютного возраста. Терминальные извержения вулкана наблюдались в 1793, 1854, 1860, 1894, 1981, 2012 и 2015–2016 гг. [Горшков, 1954; Федотов и др., 1981, 1982; Рашидов, Аникин, 2018; Рашидов и др., 2012], латеральные извержения – в 1933–1934 гг. (прорыв Такетоми) [Imamura, Kawase, 1934; Tanakadate, 1934] и 1972 г. (прорыв Олимпийский) [Авдейко и др., 1977, 1974]. Извержения Алаида относятся к этно-стромболианскому и вулканско-стромболианскому типам [Абдурахманов и др., 1978; Федотов и др., 1982].

Среди пород, слагающих постройку вулкана Алаид, подавляющую часть составляют лейкократовые (пироксен-плагиоклазовые и плагиоклазовые), а также и меланократовые (оливиновые) высокоглиноземистые с повышенной щелочностью базальты, встречаются также, в весьма ограниченном количестве, авгит-оливиновые андезибазальты [Абдурахманов и др., 1978; Авдейко и др., 1972; Горшков, 1967; Федорченко и др. 1989; Флеров и др., 1982]. Продукты молодых извержений как терминальных, так и побочных конусов однотипны по химическому и минералогическому составам [Абдурахманов и др., 1978; Флеров и др., 1982].

Выполненные нами химические анализы для 7 образцов показывают близость значений концентрации практически всех элементов в них, во-первых, и, во-вторых, однородность выборки, так как их средние арифметическое и геометрическое для многих элементов совпадают (табл. 1).

Однородность химических составов исследованных образцов терминального извержения 2015–2016 гг. и их сходство с химическим составом продуктов более ранних извержений вулкана хорошо видны на классификационных (рис. 2) и геотектонической (рис. 3в) диаграммах.

Рис. 2.

Положение фигуративных точек химических анализов продуктов извержений вулкана Алаид на классификационных диаграммах. а – TAS [Middlemost, 1994], б – бинарная диаграмма [Peccerillo, Taylor, 1976]. 1 – средние значения данных химического анализа образцов базальтов из работ [Абдурахманов и др., 1978; Федотов и др., 1982; Флеров и др., 1982]; 2–5 – единичные значения данных химического анализа образцов пеплов (2), лапилли (3), шлаков (4) и базальтов (5) из работ [Абдурахманов и др., 1978; Федотов и др., 1982; Флеров и др., 1982]; 6 – данные настоящей работы (см. табл. 1).

Рис. 3.

Положение фигуративных точек химических анализов продуктов извержений вулкана Алаид на мультиэлементной спайдерграмме (а) и геотектонических диаграммах (б, в). а – мультиэлементная спайдерграмма концентрации редких и редкоземельных элементов, нормированных на их содержание в нормальных океанических базальтах [Sun, McDonough, 1989]; б – La/Yb–Th/Nb диаграмма [Hollocher et al., 2012]; в – одна из пяти бинарных диаграмм [Verma et al., 2006]. NMORB – нормальные базальты срединно-океанических хребтов; IAB – базальты островных дуг; CRB – базальты континентальных рифтов; OIB – базальты океанических островов; MORB – базальты срединно-океанических хребтов. DF 1 и DF 2 – дискриминантные функции. Условные обозначения см. рис. 2.

На TAS-диаграмме [Middlemost, 1994] фигуративные точки химических составов всех 36 образцов (лавы, бомбы, лапилли, шлаки, пеплы) сосредоточены в поле трахибазальтов или в непосредственной к нему близости (см. рис. 2а). О повышенной щелочности продуктов извержений вулкана Алаид указывалось и в работах наших предшественников [Абурахманов и др., 1978; Флеров и др., 1982 и др.].

TAS-диаграмма не позволяет классифицировать магматические породы по типу их щелочности, для этого служат K–Na отношения, но на диаграмме показано, что химические составы 36 анализов распадаются на две группы (врезка, см. рис. 2а) – с общей щелочностью 6.5–7 и 4.5–5.5%, причем в первую группу вошли образцы извержения 2015–2016 гг., проанализированные нами, а во вторую – продукты более ранних извержений. Как показало сравнение, эта разница связана с повышенным содержанием Na₂O в первой группе (7 образцов), а содержание K₂O во всех 36 образцах примерно одинаковое, что хорошо видно на классификационной бинарной диаграмме SiO₂–К₂O [Peccerillo, Taylor, 1976], на которой фигуративные точки составов практически всех образцов занимают поле высоко-K известково-щелочной серии. Величины Na₂O/K₂O для составов всех образцов находятся в интервале 1.55–2.63, что свидетельствует о калиево-натриевом типе всех проанализированных продуктов извержений вулкана Алаид 1933–1934, 1972, 1981 и 2015–2016 гг.

В анализах, выполненных нашими предшественниками, отсутствуют данные по редким и редкоземельным элементам, за исключением [Абдурахманов и др., 1978], где для двух средних анализов дано содержание Li, Sc, V, Cr, Co, Ni, Rb, Sr, Y, Zr. Поэтому мультиэлементная спайдерграмма [Sun, McDonough, 1989] была построена только для 7 образцов извержения 2015–2016 гг. (см. рис. 3а). На спайдерграмме отчетливо проявлены характеристики, свойственные надсубдукционным вулканитам: 1) относительно высокие концентрации LILE (Cs, Rb, Ba,) и низкие – HFSE (Nb, Ta); 2) отчетливые относительные максимумы для Pb и Sr; 3) низкий уровень Eu/Sm и Ti/Dy, связанный с их фракционированием при кристаллизации плагиоклаза и магнетита соответственно.

Практически на всех широко используемых геотектонических диаграммах фигуративные точки составов этих 7 образцов находятся в полях надсубдукционных вулканитов: 1) на тройной диаграмме Zr/4–2Nb–Y [Meschede, 1986] в поле “C” (базальты вулканических дуг); 2) на трех тройных диаграммах системы Th–Hf–Ta–Zr–Nb [Wood, 1980] в поле “CAB” (известково-щелочные базальты) и другие. В качестве примера приведена одна из двух геотектонических бинарных диаграмм по [Hollocher et al., 2012], где все фигуративные точки составов находятся в поле континентальных вулканических дуг (см. рис. 3б).

Для всех 36 образцов мы смогли использовать геодинамические диаграммы, рассчитанные с помощью кластерного анализа по содержанию петрогенных элементов в породах с содержанием SiO₂ < 52% из четырех геодинамических обстановок [Verma et al., 2006]. Составы всех 36 использованных образцов удовлетворяют этому условию (врезка, см. рис. 2б). На четырех диаграммах, где обозначено поле основных пород островных дуг (IAB), фигуративные точки всех образцов попадают именно в это поле (см. рис. 3в).

ПЕТРОМАГНИТНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ТРАХИБАЗАЛЬТОВ ИЗВЕРЖЕНИЯ 2015–2016 гг.

Измерения основных петромагнитных характеристик проводились на оборудовании Центра коллективного пользования Института тектоники и геофизики (ИТиГ) ДВО РАН: 1) естественная остаточная намагниченность (NRM) на спин-магнитометре JR-6A производства AGICO (Чехия) с чувствительностью по намагниченности 2 × 10^–6 А/м; 2) начальная магнитная восприимчивость (k) на каппа-мосте MFK-1 FA производства AGICO (Чехия) с чувствительностью 2 × 10^–8 ед. СИ. Расчет фактора Кенигсбергера – отношения остаточной намагничяенности к индуктивной – проводился по формуле Qn = NRM/(H × k), где H = 40 А/м. Для всех измеренных образцов Qn много больше 1 (табл. 2), что свойственно молодым эффузивным породам и хорошо совпадает с результатами наших исследований базальтов из других участков вулкана Алаид [Рашидов и др., 2018].

Измерение петель магнитного гистерезиса с определением намагниченности насыщения (Js) и остаточного насыщения (Jrs), коэрцитивной (Hc) и остаточной коэрцитивной (Hcr) сил проводились на образцах объемом 1 см³ в диапазоне магнитных полей от 0 до ±800 кА/м на установке для снятия гистерезисных параметров производства ГО “Борок” ИФЗ РАН, чувствительность прибора 0.3 А/м. Два примера определения гистерезисных параметров, показанные на рис. 2а, б, демонстрируют типичные для псевдооднодеменных носителей намагниченности формы петель гистерезиса.

Отсутствие перетяжек на петлях обоих образцов свидетельствует, с большой вероятностью, об одномодальности коэрцитивных характеристик магнитных минералов [Roberts et al., 1995]. Единственным отличием в гистерезисных параметрах этих двух образцов является существенная разница в величинах Hcr (полуширина петли остаточного гистерезиса) – для обр. ВА-174-1 (рис. 4а) она составляет 39.1 мТл и Hcr/Hc = 3.49, для обр. ВА-174-2 (см. рис. 4б) – 24.6 мТл и Hcr/Hc = = 1.72, что свидетельствует о большей магнитной жесткости последнего.

Рис. 4.

Примеры петель магнитного гистерезиса (а, б) и определение доменного состояния магнитных минералов (в). Сплошная линия – петля гистерезиса намагниченности насыщения (Js), пунктир – петля гистерезиса намагниченности остаточного насыщения (Jrs). а – образец ВА-174-1, б – образец ВА-174-2, в – диаграмма Дэя [Day et al., 1977] с полем распространения фигуративных точек доменной структуры базальтов вулканов Везувий, Ласкар, Сент-Хеленс и Азорских островов [Roberts et al., 2018]. ОД – однодоменные зерна; ПО – псевдооднодоменные зерна; МД – многодоменные зерна.

Тем не менее, фигуративные точки всех исследованных образцов находятся на диаграмме Дэя [Day et al., 1977] в поле псевдооднодоменной структуры, что хорошо согласуется с данными по базальтам других вулканов (см. рис. 4в).

Термомагнитный анализ Js(T) проводился в лаборатории главного геомагнитного поля и петромагнетизма Института физики Земли РАН на вибромагнитометре конструкции Ю.К. Виноградова с чувствительностью 5 × 10^–4 Ам² в магнитном поле 1.8 Тл до 700°С, размер образца 1 см³. Форма зависимостей Js(T) у всех образцов типична для “свежих” титаномагнетитов, не претерпевших существенных вторичных изменений [Магнетизм …, 1975; Печерский, Диденко, 1995].

Два примера определения точек Кюри носителей магнетизма трахибазальтов извержения вулкана Алаид 2015–2016 гг. показаны на рис. 5а, б.

Рис. 5.

Примеры зависимостей Js–T.

Точки Кюри первого и второго нагревов образца ВА-174-1 (см. рис. 5а) составляют 355 и 565°С соответственно; после первого нагрева величина Js образца незначительно увеличилась (13%). Точки Кюри первого и второго нагревов образца ВА-174-2 (см. рис. 5б) составляют 520 и 550°С соответственно; после первого нагрева величина Js образца уменьшилась (18%). Размах значений Tc1 для всех образцов значителен и составляет почти 200°C. При повторном нагреве у всех образцов точки Кюри увеличились, причем для некоторых весьма существенно (см. табл. 2), что свидетельствует или о высокотемпературном окислении исходных титаномагнетитов, или высокотемпературном превращении исходных катион-дефицитных титаномагнетитов в ходе лабораторного нагрева на воздухе до 700°С.

Величины намагниченности насыщения после нагрева у большинства образцов меняются незначительно.

В отличие от характеристик химического состава образцов трахибазальтов, ранее указывалось о близости значений концентрации практически всех элементов в них (см. табл. 1), экстенсивные петромагнитные характеристики и производные от них имеют существенный разброс; для большинства из них эти различия весьма существенны – около 2.5 раз (см. табл. 2). Для Qn, Is, Irs разброс более существенен – 4.9, 3.4 и 3.2 соответственно. Для выяснения причин такого разброса петромагнитных характеристик в изученных образцах и возможного группирования последних были проведены корреляционный (табл. 3) и кластерный (рис. 6) анализы.

Рис. 6.

Дендрограмма, демонстрирующая связь петромагнитных характеристик изученных образцов.

Тесные положительные корреляционные связи k–Js, Qn–Jrs/Js, Jrs/Js–Hc обычны и легко объяснимы. В первом случае (rk = +0.942 значим на 99% вероятностном уровне) характеристики отражают, в большей степени, концентрацию магнитных минералов, а во втором (rk = +0.824 значим на 95% вероятностном уровне) и третьем (rk = +0.988 значим на 99% вероятностном уровне) – их магнитную жесткость. Так как химические составы всех образцов близки, то наиболее вероятная причина существенного различия их петромагнитных характеристик связана с условиями кристаллизации магмы на поверхности после ее излияния, которые влияли на концентрацию, размеры и доменную структуру носителей намагниченности пород.

Полагаем, что эта зависимость состава магнитных минералов и их жесткости связана с первично-магматическими глубинными условиями, существовавшими до излияния лав [Магнетизм …, 1975].

Используя 12 петромагнитных характеристик, для разделения исследованных образцов на группы был применен один из методов кластерного анализа (метод Уорда), в котором оценка расстояний между группами осуществляется методом дисперсионного анализа для задач с близко расположенными кластерами. Исследованные образцы образуют две группы (см. рис. 6); в первую входят четыре образца (ВА-174-1, ВА-174-3, ВА-174-4, ВА‑174-6), во вторую – три образца (ВА-174-2, ВА‑174-5, ВА-174-7). Наиболее значимые различия между этими двумя группами наблюдаются по средним значениям их петромагнитных характеристик: k – 0.018 ± 0.006 (1-я группа) и 0.032 ± ± 0.008 (2-я группа) ед. СИ; Is – 156 ± 64 и 285 ± ± 34 А/м; Tc1 – 410 ± 59 и 523 ± 15°C; Irs – 39 ± 12 и 65 ± 20 А/м; Hcr – 38 ± 4 и 24 ± 5 мТл; Hcr/Hc – 2.55 ± 0.72 и 1.93 ± 0.42.

МОРФОЛОГИЯ И СОСТАВ ТИТАНОМАГНЕТИТОВ

Микрозондовые исследования проводились на сканирующем (растровом) электронном микроскопе VEGA 3 LMH (Tescan, Чехия), оснащенном энергодисперсионным спектрометром X-Max 80 с системой микроанализа AztecТМ (Oxford Instruments, Великобритания). Прибор обеспечивает диапазон детектируемых элементов от бора до урана с пределом обнаружения элементов от 0.1 вес. %. Поиск магнитных минералов, их фотографирование проводились в режиме обратно отраженных электронов (BSE-детектор), при котором фазы с более высоким средним атомным номером отражаются более ярко и контрастно по сравнению с фазами, имеющими меньший средний атомный номер. Измерение состава выбранных участков производилось с помощью микроанализа (ускоряющее напряжение составляло 20 кВ, ток электронного пучка – 500–700 пА). Область генерации рентгеновского излучения при ускоряющем напряжении 20 кВ составляет 3–4 мкм по площади. Применялись два эталонных образца: алюминиевый – со специальной поверхностью для центрирования падающего электронного пучка и кобальтовый – для контроля тока пучка и энергетического смещения спектральных линий.

Изучение на электронном микроскопе и микрозондовый анализ составов титаномагнетитов (были отобраны по два образца из каждой группы) показали, что и здесь они достаточно уверенно делятся на три группы по размеру (крупные вкрапленники размером больше 30 мкм, средние вкрапленники размером от 10 до 30 мкм и микролиты размером менее 10 мкм), форме зерен титаномагнетитов и их составу. Фотографии и данные микрозондового анализа характерных зерен титаномагнетитов приведены на рис. 7. Расчетные температуры Кюри определялись только для вкрапленников.

Рис. 7.

Примеры микрозондового изучения составов титаномагнетитов. а, г – изображения титаномагнетитов во вторичных электронах, черными квадратами указаны места микрозондового анализа; б, д – энергодисперсионные спектры (ЭД – зависимость “количество импульсов–энергия”); в, е – таблицы с указанием содержания элементов в весовых и атомных процентах; ж – эталонный ЭД-спектр ульвошпинели, по [Reed, 2005]. а, б, в – образец ВА-174-1; г, д, е – образец ВА-174-2.

Титаномагнетиты образцов первой группы – идиоморфные зерна ромбической или прямоугольной формы размером от 10 до 30 мкм (см. рис. 7а), находящиеся в основной массе породообразующих минералов. В их составе, помимо Fe и Ti, в небольших количествах фиксируются Mg, Al, V (см. рис. 7в), энергодисперсионные спектры (см. рис. 7б) очень похожи на эталонные для ульвошпинели (см. рис. 7ж).

Всего в двух образцах этой группы были измерены составы 36 зерен титаномагнетитов: 22 зерна обр. ВА-174-1 со средней величиной Ti/(Ti + Fe) = = 12.98 ± 2.22 и 14 зерен обр. ВА-174-6 со средней величиной Ti/(Ti + Fe) = 11.53 ± 0.95, что соответствует расчетным точкам Кюри 321 и 354°С (Tc3, см. табл. 2). Это достаточно близко значениям Tc1 этих же образцов.

Титаномагнетиты образцов второй группы – дендровидные зерна неправильной формы размером от 20 до 100 мкм (см. рис. 7г). В их составе, помимо Fe и Ti, также в небольших количествах фиксируются Mg, Al, V, но не только – есть Cr и Mn (см. рис. 7е), энергодисперсионные спектры (см. рис. 7д) также сходны с эталонными для ульвошпинели (см. рис. 7ж). Всего в двух образцах этой группы были измерены составы 37 зерен титаномагнетитов: 18 зерен обр. ВА-174-2 со средней величиной Ti/(Ti + Fe) = 9.37 ± 1.03 и 19 зерен обр. ВА-174-5 со средней величиной Ti/(Ti+Fe) = = 8.44 ± 1.28, что соответствует расчетным точкам Кюри 403 и 424°С (Tc3, см. табл. 2).

Величины расчетных и измеренных точек Кюри этих образцов различаются более чем на 100°С (см. табл. 2). Вероятно, столь существенная разница связана с более значительным высокотемпературным окислением титаномагнетитов из образцов 2-й группы по сравнению с титаномагнетитами образцов 1-й группы и, соответственно, с более высоким уровнем кристаллизации первых по глубине.

Наши данные по составу 73 зерен титаномагнетита из четырех образцов продуктов извержения вулкана Алаид 2015–2016 гг. и определенные по ним расчетные Tc неплохо согласуются с данными по составу титаномагнетитов из продуктов более ранних извержений вулкана: 1933–1934 (прорыв Такетоми) и 1981 гг. Согласно [Флеров и др., 1982], содержание TiO₂ в титаномагнетитах из базальтов двух указанных извержений варьируется от 6.05 до 11.02 вес. %, причем также отчетливо видны две группы: два образца – среднее 10.78 ± 0.34 и четыре образца – среднее 6.46 ± 0.57, что соответствует температуре расчетных Tc 380 и 470°С соответственно.

СВЯЗЬ МЕЖДУ ПЕТРОМАГНИТНЫМИ ХАРАКТЕРИСТИКАМИ И ХИМИЧЕСКИМ СОСТАВОМ ИССЛЕДОВАННЫХ ПОРОД

Второй основной задачей настоящей работы была определена разработка петромагнитного “паспорта” вулкана. Полагаем, для этого весьма полезным будет определение корреляционных связей между петромагнитными характеристиками, с одной стороны, и химическим составом, с другой, продуктов вулканических извержений, что мы и попытались сделать. Хотя прекрасно понимаем, что количество образцов, использованных здесь, недостаточно для полноценных статистических выводов. Рассматриваем эту попытку как пилотную для определения наиболее информативных в этом плане характеристик.

В корреляционном анализе мы использовали 60 параметров – 48 характеристик вещественного состава (см. табл. 1) и 12 петромагнитных характеристик, из них 8 экспериментальных и четыре производных (см. табл. 2). Концентрация оксидов петрогенных компонентов из вес. % была пересчитана в г/т. Всего было рассчитано 1770 парных коэффициентов корреляции Пирсона [Письменный, 2004], из которых только 41 оказался значимым на уровне вероятности 95% (табл. 4), и только их мы будем рассматривать.

Только для трех петрогенных компонентов выявлены значимые корреляционные зависимости. Ti имеет отрицательные связи с концентрационными параметрами (k, Js) и положительные – с гистерезисными (Qn, Jrs/Js, Hc). Fe имеет отрицательную связь с NRM, а P положительную с Tc2. И если две последние корреляции объяснить по имеющемуся материалу сложно, то корреляция содержания Ti с концентрацией и магнитной жесткостью магнитных носителей объясняется. Можно высказать следующее предположение, что титаномагнетиты с большим содержанием Ti имеют меньший магнитный момент, и при их высокотемпературном распаде на заключительной стадии излияний образуются тонкие прорастания гемоильменитов (при просмотре на электронном микроскопе и микроанализе не зафиксированы), обладающие большей магнитной жесткостью.

Для трех малых петрогенных элементов щелочной группы выявлены сходные отрицательные корреляционные зависимости с гистерезисными параметрами (Jrs/Js и Hc). Аналогичное поведение выявлено и для Th, причем для последнего и Li коэффициент парной корреляции с Hc значим на уровне вероятности 99%. Зависимость Th–Hc приведена на рис. 8а, объяснение которой, полагаем, надо искать в P-T условиях осаждения минеральных фаз из расплава. В работе [Флеров и др., 1982] приведена оценка P-T условий для клинопироксенов – 14–16 кбар и 1200°С. Напомним, что титаномагнетиты первой группы, имеющие меньшую магнитную жесткость, находятся в основной массе породообразующих минералов, в том числе и клинопироксенов.

Рис. 8.

Примеры корреляционных связей между петромагнитными характеристиками и химическим составом исследованных пород. а – Th–Hc; б – Cu–Is; в – Tb–Hcr/Hc; г – Er–Tc1.

Для четырех элементов группы железа выявлены значимые корреляционные зависимости. Поведение Pb аналогично поведению Fe – отрицательная связь с NRM, а вот корреляционная связь Co с NRM имеет другой знак – положительный. Положительную также корреляционную связь с Hcr/Hc имеет Ga. Объяснить это не представляется пока возможным. Но наиболее интересным, полагаем, поведением из элементов этой группы характеризуется Cu. Для меди выявлены 5 значимых корреляционных связей – отрицательные с k, Js, Jrs и положительные с Jst/Jso, Hcr. Поведение Cu по отношению к концентрационным петромагнитным характеристикам сходно с поведением содержания Ti по отношению к ним, но для меди связь более тесная – значима на уровне вероятности 99% (см. рис. 8б). Полагаем, что механизм образования такой связи аналогичен механизму связи Ti–k, Ti–Js. Положительные связи Cu с Jst/Js и Hc объяснить не представляется пока возможным.

Наиболее большим количеством значимых корреляционных связей с петромагнитными характеристиками обладают редкоземельные элементы. Причем наибольшее количество связей (12 из 17) отмечается с коэрцитивными характеристиками, и все они положительные, одна из них Tb–Hcr/Hc значимая на уровне вероятности 99% представлена на рис. 8в. Объяснение такой связи не требует особых усилий. Хорошо известно, что вхождение в решетку ферромагнетиков таких редкоземельных элементов, как Sm и Nd, увеличивает их магнитную индукцию и магнитную жесткость. Три редкоземельных элемента (Y, Eu, Er) имеют положительную корреляционную связь с Jst/Jso, объяснить которую не представляется пока возможным. Наиболее интересной выявленной здесь корреляционной зависимостью является отрицательная связь Y и Er с Tc1 (см. рис. 8г) – больше иттрия и эрбия меньше точки Кюри, объяснение которой, полагаем, также надо искать в P-T условиях осаждения минеральных фаз из расплава.

Корреляционные связи Tr, одного из двух элементов-актиноидов, с Jrs/Js и Hc были рассмотрены ранее. Отметим здесь, что другой элемент этой группы – U – имеет положительную корреляцию с Hcr/Hc, объяснить которую пока не представляется возможным.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Представленный материал позволяет высказать несколько предположений и выводов, относящихся как непосредственно к геолого-геофизической характеристике продуктов извержений вулкана Алаид, так и методическим аспектам петромагнитного изучения продуктов палеовулканической деятельности на Земле с целью определения их источников.

Химический состав продуктов извержения 2015–2016 гг. вулкана Алаид (трахибазальты), изученный в настоящей работе, очень близок химическому составу продуктов извержений 1933–1934, 1972 и 1981 гг. [Абдурахманов и др., 1978; Федотов и др., 1982; Флеров и др., 1982]. Это свидетельствует об одном глубинном источнике магм четырех последних извержений вулкана (1933–1934, 1972, 1981 и 2015–2016 гг.), который, судя по калиево-натриевому типу их продуктов и оценкам P-T условий осаждения породообразующих минеральных фаз из расплава [Флеров и др., 1982], находится на достаточно большой глубине – более 50 км. Это также согласуется с положением острова-вулкана в тыловой зоне Курильской островной дуги (см. рис. 1). Практически на всех известных геодинамических диаграммах фигуративные точки химических составов продуктов всех четырех извержений вулкана Алаид попадают в поле континентальных островных дуг.

В отличие от данных химического состава, петромагнитные характеристики трахибазальтов извержения 2015–2016 гг. позволили разделить их на две группы, что затем подтвердилось и при изучении морфологии и состава титаномагнетитов – основных носителей магнетизма трахибазальтов. Наиболее значимые различия между этими двумя группами наблюдаются по средним значениям: 1) начальной магнитной восприимчивости (1.84E^–02 и 3.21E^–02 ед. СИ); 2) намагниченности насыщения (156 и 285 А/м) и остаточного насыщения (39 и 65 А/м); 3) точек Кюри (410 и 523°C); 4) остаточной коэрцитивной силы (38 и 24 мТл) и отношений остаточной коэрцитивной силы к коэрцитивной (2.5 и 1.9). Отличаются размер и форма титаномагнетитов двух групп – для первой характерны идиоморфные зерна ромбической или прямоугольной формы размером от 10 до 30 мкм, для второй – дендровидные зерна неправильной формы размером от 20 до 100 мкм. И наконец, титаномагнетиты двух групп отличаются и по своему составу – средние величины Ti/(Ti + Fe) первой 12.56 ± 2.59 и второй 8.07 ± 2.78.

Интервал расчетных точек Кюри титаномагнетитов из трахибазальтов первой группы составляет от 320 до 355°С, что соответствует глубинам последнего равновесного состояния магмы перед извержением, согласно титаномагнетитовому барометру [Магнетизм …, 1975] от 37 до 32 км. Интервал расчетных точек Кюри титаномагнетитов из трахибазальтов второй группы составляет 405–425°С, что, согласно аналогичным расчетам, соответствует глубинам последнего равновесного состояния магмы перед извержением от 25 до 23 км.

Хотя количество образцов, использованных здесь, недостаточно для полноценных статистических выводов о связях между петромагнитными характеристиками и химическим составом исследованных пород, некоторые выводы мы можем уже сделать.

Во-первых, сходные корреляционные зависимости, а порой и идентичные, с определенными петромагнитными характеристиками выявлены для разных элементов с различным геохимическим потенциалом: 1) между Ti и Cu, с одной стороны, и петромагнитными концентрационными характеристиками, с другой стороны; 2) между элементами щелочной группы (Li, Rb, Cs) и актиноидом (Th), с одной стороны, и коэрцитивными петромагнитными параметрами (Jrs/Js, Hc), с другой стороны.

Во-вторых, 12 редкоземельных элементов из 17 имеют положительные корреляционные связи с петромагнитным параметром, характеризующим магнитную жесткость горных пород.

В-третьих, некоторые из этих связей можно объяснить хорошо известными физико-химическими процессами и P-T условиями генерации магм. Например, связь магнитной жесткости трахибазальтов: положительную – концентрацией редкоземельных элементов и отрицательную – с элементами щелочной группы и Th.

Во введении указано, что эти работы надо рассматривать как пилотные для отработки методики сопоставления петромагнитных и петрохимических параметров, и необходимо их расширить, по крайней мере, в двух направлениях – увеличить статистическую достоверность и изучить продукты извержений вулканов из различных геодинамических обстановок.