Вулканология и сейсмология, 2021, № 5, стр. 3-24

ВВЕДЕНИЕ

В первой части работы [Колосков и др., 2021] подробно был изучен минералогический состав ксенолитов “черной” (авгит-содержащей) серии трех регионов: ЮВ Вьетнама, верховьев р. Валоваям, плато вулкана Бакенинг. Попутно в сравнительном плане анализировались также ксенолиты “зеленой” (диопсид-содержащей) серии, ассоциирующие с “черными” пироксенитами в одной выборке или в образцах их сонахождения. Поскольку клинопироксен является основным информатором по части составов и условий образования ксенолитов обеих серий, были высказаны предварительные замечания в отношении состава литосферной мантии всех трех регионов, а для Вьетнама – отмечена специфика для той ее части, которая, возможно, испытала тепловое воздействие внедрившегося мантийного диапира. Высказанные ранее положения [Колосков 1999; Arai et al., 2000, 2007; Шарков, Богатиков, 2015, 2019] о том, что пироксениты “черной” серии генетически связаны с мантийными плюмами, получили свою поддержку в ходе анализа полученных P‑T характеристик, поскольку температурный режим их образования на 100–150°C выше, чем ксенолитов предполагаемой литосферной мантии, а давление отвечает переходу от гранатовой к фации шпинелевых лерцолитов. Было показано также, что в эволюционном ряду: мономинеральные пироксениты – вебстериты – оливиновые пироксениты – происходит направленное изменение состава клинопироксенов, связанное с их инконгруэнтным плавлением в ходе подъема расплавов к земной поверхности. Вероятно, следует ожидать соответствующего изменения состава самих ксенолитов. Кроме того, были выявлены случаи проявления “аномальных” характеристик клинопироксенов в ассоциации с амфиболом и флогопитом, как следствие Na- или Na-K метасоматоза. Все это теперь можно будет проверить на основе имеющегося петролого-геохимического материала. В распоряжении авторов имеется 64 анализа петрогенного (табл. 1, 2) и 26 проб (табл. 3) редкоэлементного состава ксенолитов. Часть анализов (образцы: 103/5, 38-2а, 103/14, 104/4, 103/14а, 37в-1, 37в, 37б (геохимия)¹¹, 9/3а (геохимия), 9/3б (геохимия), 3/85 (геохимия), 103/1а (геохимия), 103/1б (геохимия), Бк-22-92 (химия)²²) была выполнена в Лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института РАН (г. Москва) под руководством С.М. Ляпунова. Петрогенные элементы были определены методом РФА на рентгенофлюоресцентном спектрометре S4 Pioneer. Определение п.п.п. (потери при прокаливании) проводилось весовым методом. Содержания микроэлементов были исследованы методом ICP-MS.

Кроме того, был задействован также Аналитический центр Дальневосточного Геологического института ДВО РАН (образцы: 40, В-10-К, 101, 104, 40/8, 38/2/1, 92-23г, БК-24-92, 8710ж, 8710п, 92-23г (геохимия), 92-23к (геохимия)). Содержание SiO₂ и потери при прокаливании (п.п.п.) определены методом гравиметрии, остальные петрогенные элементы – методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на приборе IСP-6500. Ряд рассеянных элементов определен рентгенофлуоресцентным методом на автоматическом спектрометре S₄Pioneer, а содержания РЗЭ-методом ICP-MS на приборе Agilent 7500c. При выполнении элементного анализа ICP-MS и ICP-AES для разложения проб использовался метод сплавления с метаборатом лития (LiBO₂) в соотношении навеска : плавень 1 : 3. Величина относительного отклонения при определении микроэлементов не более 10%. Использован также силикатный состав образцов: 104/1, 38, 103/1, 33а-1, 33а, 100/6а, 101/3а, 100/6, 101/3б, 33б-1, 33б, 9/3, 9/3а, 40с, 92-23г-1, 48/1, 48/2, 48/4, 48/5, 92-23р, 48/108, 48/84, 8710м, 8710п-1, 507/32, 23–85 из [Колосков, 1999], образцов: 48/3, 48/6, 92-23е, 92-23t из [Колосков и др., 2001] и образцов: 034/3, 034/1, 26, 034/7, 034/16. 7, В-10 из [Колосков и др., 2016]. Данные анализов из разных лабораторий проверялись на их совместимость. Особое внимание мы уделяем стеклам из образцов “черных” пироксенитов, так как они несут важную информацию по части составов, условий образования и эволюции расплавов. В работе используется порядка 100 микрозондовых анализов закалочных стекол. Состав этой фазы был исследован на микроанализаторе “Camebax” в ИВиС ДВО РАН (с обычной точностью анализа – около 0.5%). Аналитики В.И. Чубаров, В.В. Ананьев.

ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ КСЕНОЛИТОВ И ИХ СТЕКОЛ ПЛАВЛЕНИЯ

Петрогенный состав изученных пород представлен в табл. 1, 2 и на рис. 1. Рассматривая “черную” серию ксенолитов как закристаллизованные магматические расплавы, можно отметить следующее. Обычные петрохимические характеристики пироксенитов как отдельных образцов, так и ксенолитов-узников (в комплексных соединения) близки и “имитируют” состав пикробазальтов-базальтов высокомагнезиальной низкокалиевой “толеитовой” серии (см. рис. 1а, б, г). Они характеризуются относительно высоким содержанием TiO₂ на границе пород островодужного (ОД) и внутриплитного (ВП) типа (см. рис. 1в). На примере Вьетнама видно, что при переходе от мономинеральных пироксенитов к вебстеритам и оливиновым пироксенитам, с ростом кремнекислотности пород возрастает их магнезиальность, но уменьшается содержание TiO₂ (см. рис. 1в, г, табл. 1, V, VI, VII). Пироксениты Бакенинга и Валоваям отличаются пониженной титанистостью, а иногда повышенной магнезиальностью и суммарной щелочностью (см. рис. 1а, в, г, табл. 2, IV).

Рис. 1.

Соотношение Na₂O + K₂O–SiO₂ (а), K₂O–SiO₂ (б), TiO₂–SiO₂ (в), MgO–SiO₂ (г) в ксенолитах “черной” серии и стеклах их плавления районов: Вьетнам, Бакенинг, Валоваям. Вьетнам – ксенолиты: 1, 1а – пироксениты-узники в образцах (1), реликты в стеклах (1а), 2 – пироксениты, 3 – вебстериты, 4 – оливиновые пироксениты, 5, 6 – стекла в пироксенитах (5), в вебстеритах (6), в оливиновых пироксенитах (7); Бакенинг – ксенолиты: 8 – пироксениты, 9 – вебстериты, 10 – стекла в оливиновых пироксенитах, верлитах; Валоваям – ксенолиты: 11 – пироксениты, 12 – вебстериты; 1, 2, 3 – поля составов стекол (цифры в кружках): ксенолитов отдельных образцов и ксенолитов-консервантов “зеленой” серии, пироксенитов-узников (“черная” серия) соответственно. Т-Б – трахибазальты, Т-АБ – трахиандезибазальты, ОД – островодужный, ВП – внутриплитный тип вулканитов. Граничные линии на диаграммах: а, б – по [Петрографический …, 2009; Pecerillo, Taylor, 1976], в – по [Колосков, Хубуная, 2013].

Полным контрастом к этому типу пород являются составы стекол “черной” серии ксенолитов. Подробнее они будут рассмотрены далее в специальном разделе. Здесь мы предварительно коснемся только некоторых их особенностей в сравнении с составом самих ксенолитов. Основная масса стекол относится к умеренномагнезиальной, высококалиевой известкового-щелочной, высокотитанистой трахибазальт-трахиандезибазальтовой серии (см. рис. 1а–г). При этом часть их характеризуется меньшей K-ой щелочностью и титанистостью, приближаясь к составу некоторых ксенолитов-узников и мономинеральных пироксенитов. В стеклах из участков плавления и перекристаллизации пироксенитов Вьетнама (см. рис. 1а, б) проявляется хорошо выраженный тренд с повышенной суммарной, а главное – калиевой щелочности. Это является свидетельством проявления Na- и K-Na метасоматоза, предварительно отмеченного изменением составов клинопироксенов в парагенезисе с амфиболом и флогопитом. Практически все составы стекол плавления “черной” серии располагаются в стороне от полей (1) подобных проявлений в связи с ксенолитами “зеленой” серии, в том числе и ксенолитов-консервантов Вьетнама (2), но совмещаются с полями (3) стекол плавления ксенолитов-узников.

Редкоэлементные особенности (см. табл. 3) изученных ксенолитов хорошо просматриваются на диаграммах многокомпонентного состава (рис. 2). В группе представителей “зеленой” серии Вьетнама повышенным суммарным содержанием редких элементов (см. рис. 2а, б) отличаются все пироксениты, поскольку в ксенолитах содержание микрокомпонентов в первую очередь определяется присутствием клинопироксена и его составом (если не учитывать щелочной метасоматоз). Эти пироксениты характеризуются некоторым повышением концентраций тяжелых по отношению к легким РЗЭ. Суммарно обогащенным микрокомпонентами является также один лерцолит (см. рис. 2, обр. 104, табл. 3), который, судя по высоким концентрациям в нем Al₂O₃, Na₂O и CaO (см. табл. 1), отличается повышенным содержанием клинопироксена. В группу обогащенных ксенолитов попадают также лерцолиты-консерванты (см. рис. 2, обр. 103/1а и 103/1б, табл. 3), которые характеризуются обогащением клинопироксеном (высокие концентрации Al₂O₃, Na₂O и CaO для подобных лерцолитов в табл. 1). Остальная часть лерцолитов (см. рис. 2, обр. 40, В-10-к, 101, 5/85, табл. 3) и гарцбургит (см. рис. 2, обр. 40/8, табл. 3) в целом деплетированные, но характеризуются появлением резких локальных максимумов по Cs, Ba, U, Pb, Hf, Zr и минимумами по Sr, Nb, Ce. Наиболее контрастно выглядит флогопит-содержащий гарцбургит (обр. 40/8), резко деплетированный в отношении высокозарядных элементов и тяжелых РЗЭ (La_(n)/Yb_(n) = 7.1), но обогащенный крупноионными литофилами. Высокая K-Na щелочность (см. табл. 1) свидетельствует о проявившемся здесь щелочном метасоматозе. В отличие от него, гарцбургит Бакенинга (см. рис. 2, обр. 92-23Г, табл. 3) не столь деплетирован и обогащен крупноионными литофилами. Многокомпонентные диаграммы “черных” пироксенитов отличаются простой рисовкой графиков с характерными минимумами по Zr и Pb (см. рис. 2в, д) для всех трех регионов. Подобные минимумы в “черных” пироксенитах отмечаются и в других местах их проявления, например, на п-ове Лайшау, ЮВ Китай [Yu et al., 2006]. Пироксениты “черной” серии характеризуются также суммарным обогащением как высокозарядными, так и флюидно-мобильными компонентами (см. рис. 2в, д) и редкоземельными элементами (см. рис. 2г, е). При этом в группе РЗЭ более деплетирована тяжелая составляющая, но обогащена не легкая, а промежуточная часть. Ранее уже было отмечено на примере Вьетнама, что с появлением ортопироксена или оливина направленно меняется состав клинопироксенов или характеристики пироксенитов по макрокомпонентам. Тоже можно сказать и в отношении микрокомпонентов. При переходе от мономинеральных пироксенитов к вебстеритам и оливиновым пироксенитам возрастает их деплетированность, поскольку снижается роль клинопироксена как главного носителя этих элементов (см. рис. 2в). В этой последовательности выпадают некоторые вебстериты (см. рис. 2в, обр. 37б, 103/14, 37/2в и 37/3в, табл. 3), либо слегка обогащенные, либо обедненные флюидомобильными компонентами или элементами цериевой группы. Это вполне объяснимо соответствующим их обогащением или обеднением щелочами (см. табл. 1). Все рассматриваемые здесь ксенолиты выносятся расплавами “внутриплитного” геохимического типа. Ранее [Колосков и др., 2017] было высказано положение, что такие ксенолиты обогащены всеми микрокомпонентами по сравнению с ксенолитами, которые выносятся расплавами “островодужного” типа. Для того, чтобы проверить это положение, были привлечены дополнительные данные по ксенолитам из Авачинского и Харчинского вулканов. Авачинские гарцбургиты фронтальной зоны островодужной системы имеют крайне деплетированный состав, и соответствующие им поля располагаются в стороне от составов “внутриплитных” ксенолитов (см. рис. 2а, б). В пределах Тихоокеанской окраины обнаружены в настоящее время только два места с таким деплетированным типом ксенолитов: на Камчатке и еще в пределах фронтальной зоны Лусон-Тайванского позднекайнозойского вулканического пояса на вулкане Ирайя, о. Батан [Arai et al., 2007]. Менее деплетированы лерцолиты Харчинского вулкана. Но большая часть лерцолитов “внутриплитного” типа также располагаются в стороне от полей составов ксенолитов этого вулкана (см. рис. 2а, б). Тоже можно сказать и в отношении полей пироксенитов вулканов Шивелуч и Харчинский (см. рис. 2в–е).

Рис. 2.

Многокомпонентные диаграммы состава ксенолитов “зеленой” серии Вьетнама и Бакенинга (а), (б), пироксенитов “черной” серии Вьетнама (в), (г), “зеленых” и “черных” пироксенитов Бакенинга и Валоваям (д), (е). Номера образцов соответствуют приведенным в табл. 3. Элементы нормированы по хондриту C¹ в соответствии с работой [McDonough, Sun, 1995]. Для построения полей “островодужных” составов, кроме материалов авторов, использованы данные из работы [Ionov, 2010, Siegrist et al., 2019].

Стекла плавления встречаются практически в каждом образце ксенолита. Обычно они имеют характер пленочных выделений по границам зерен или их агрегатов. Часто отмечается присутствие расплавных микровключений стекла в минералах. В пироксенитах “черной” серии стекловатая фаза обычно присутствует в виде пористого пемзовидного заполнителя в участках их вторичного плавления и перекристаллизации, составляя иногда до 10–20% объема породы. Мы уже видели сколь контрастно выглядят стекла “черных” пироксенитов по сравнению с составами самих ксенолитов на обычных классификационных диаграммах (см. рис. 1а–г). Проведем теперь такое же сопоставление в несколько ином ракурсе в целях извлечения большей петрологической информации (рис. 3). Во-первых, здесь хорошо видно отличие гипербазитов-консервантов “зеленой” серии Вьетнама от магнезиальных лерцолитов той же серии. В целом они отличаются большей железистостью, как это предполагалось при анализе клинопироксенов, но имеют реликтовые магнезиальные составы (см. рис. 3а–в, д, е), что говорит об их вторичном происхождении за счет магнезиальных перидотитов.

Рис. 3.

Соотношение Mg#–SiO₂ (а), Mg#–TiO₂ (б), Mg#–K₂O (в), Mg#–Al₂O₃ (г), Mg#–CaO (д), Mg#–Na₂O (е) в ксенолитах и их стеклах плавления Вьетнама, Бакенинга и Валоваям. Вьетнам – ксенолиты: 1, 2 – “зеленая” серия (1 – магнезиальные лерцолиты, 2 – железистые гипербазиты-консерванты), 3–6 – “черная” серия (3 – узники в сложных ксенолитах (а), реликты в стекле (б), 4 – мономинеральные пироксениты, 5 – вебстериты, 6 – оливиновые пироксениты), 7–11 – стекла (7 – в пироксенитах обычного плавления (а), в ассоциации с амфиболом (б) и с флогопитом (в), 8 – в вебстеритах, 9 – в оливиновых пироксенитах, 10 – в ксенолитах-консервантах “зеленой” серии, 11 – в пироксенитах с гранатом); Бакенинг – ксенолиты: 12 – гарцбургиты, 13 – “черные” пироксениты, 14 – “черные” вебстериты, 15 – оливиновые пироксениты-верлиты стекла; Валоваям: 16 – “черные” пироксениты-вебстериты. Поля составов стекол (цифры в кружках): 1 – магнезиальных лерцолитов, 2 – железистых гипербазитов консервантов, 3 – ксенолитов-узников. Тренды изменения составов ксенолитов “черной” серии Вьетнама (красная стрелка) и стекол: 1–3 – Вьетнама по стадиям плавления, 4 – оливиновых пироксенитов Бакенинга, 5 – щелочного плавления пироксенитов Вьетнама. Mg# = = Mg/(Mg + Fe³⁺ + Fe²⁺) атом. %.

Пироксениты-узники, которые образовались при кристаллизации расплавов, внедрившихся в эти перидотиты и способствовавших их преобразованию, сходны по составу с основной массой однородных пироксенитов “черной” серии. Те и другие имеют “плюмогенное” происхождение. Все ксенолиты, однако, в ходе выноса их на земную поверхность испытали дополнительное преобразование-перекристаллизацию и плавление. Стекла плавления ксенолитов “черной” серии – поля (3), как и составы самих ксенолитов (бывшие расплавы), по всем параметрам отличаются от составов стекол, ассоциирующих с ксенолитами “зеленой” серии – поля (1). Это касается и “зеленых” консервантов, хотя их стекла заметно более титанистые – поля (2).

В первой части работы степень декомпрессионного плавления “черных” пироксенитов Вьетнама определялась на основании изучения трендов изменения состава их клинопироксенов. В общем плане при увеличении магнезиальности клинопироксенов (возрастание степени плавления) в их составе уменьшается содержание Al₂O₃, TiO₂ и Na₂O. Содержание CaO либо слегка возрастает в условиях ортопироксенового контроля и Na-щелочности, либо резко падает. Каждый из этапов протекания этого процесса характеризуется равновесным сосуществованием как кристаллической, так и расплавной составляющей. Но состав их меняется при переходе от этапа к этапу. В первой части работы на основании изучения составов клинопироксенов были выделены три уменьшающиеся по глубине возникновения, но возрастающие по интенсивности проявления стадии их декомпрессионного плавления: пироксенитовая (1), вебстеритовая (2) и оливин-пироксенитовая (3). Относящиеся к этим стадиям составы стекол плавления представлены в табл. 4, а соответствующие им тренды изменения состава – на рис. 3. При переходе от 1-й к 3-й стадии (уменьшение глубины, но возрастание степени плавления) параллельно и в стеклах, и в ксенолитах увеличиваются концентрации: SiO₂ (см. рис. 3а), но уменьшаются – TiO₂ (см. рис. 3б), Al₂O₃ (см. рис. 3г) и CaO (см. рис. 3д). При этом стрелки внутри стадий оказываются развернутыми (см. рис. 3а) или смещенными (см. рис. 3б, г) от их первоначального направления в сторону испытавших плавление ксенолитов в результате наложенного щелочного метасоматоза. Содержание K₂O (см. рис. 3в) и Na₂O (см. рис. 3е) в ксенолитах низкое и практически не меняется в ходе декомпрессионного плавления, но зато резко возрастает в стеклах плавления по мере возрастания щелочного метасоматоза.

Стекла плавления гранат-содержащих пироксенитов отличаются низкой титанистостью (см. рис. 3б), а их тренды сходны с таковыми для 2-й стадии плавления Вьетнамских пироксенитов.

Совсем иной характер соотношения между составами стекол и ксенолитов наблюдается для Бакенинга. Тренды 4 стекол Бакенинга (см. рис. 3) в большинстве случаев также направлены в сторону испытавших плавление ксенолитов, но еще более вытянуты и почти достигают составов этих объектов. Возможно, это свидетельствует о заметно большей степени плавления при их образовании и меньшей глубинности.

Таким образом, при одном и том же составе объекта плавления состав расплавов может существенно меняться в зависимости от глубины, степени плавления и участия процессов щелочного метасоматоза.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Типизация ксенолитов в связи с особенностями их структурного положения. На Камчатке, как и в некоторых других развитых островодужных системах, помимо собственно островодужных вулканитов проявился особый тип вулканических пород, который по своим петрографическим и геохимическим признакам сходен с внутриплитными базальтоидами континентальных и океанических областей. Этот тип вулканитов рассматривается в качестве внутриплитного геохимического типа в современной островодужной системе [Волынец, 1993; Колосков и др., 1997, 2017] и на континентальной окраине [Колосков и др., 2016]. Именно с таким типом вулканитов связаны рассматриваемые проявления ксенолитов как “зеленой”, так и “черной” серий во Вьетнаме, на Бакенинге и в районе Валоваям.

Базальтоиды островодужного типа несут включения ультрамафитов, среди которых выделяются две ассоциации: 1) дунит-гарцбургитовая с подчиненной ролью верлитов, пироксенитов, кортландитов, горнблендитов и 2) дунит-верлит-пироксенитовая, в которой резко преобладают амфибол-содержащие пироксениты, с подчиненной ролью верлитов, горнблендитов и кортландитов. Первая ассоциация представлена главным образом на вулканах фронтальной зоны: Авачинском, Корякском, Кроноцком. Вторая – встречается вдали от фронтальной зоны на вулканах: Шивелуч, Харчинский, Заречный, Ключевской, Безымянный.

В работе [Колосков и др., 2017] показано существенное различие в изотопно-геохимическом и минералогическом составе ксенолитов, ассоциирующих с вулканическими породами “внутриплитного” и “островодужного” типа на Камчатке. Подобные различия химического и редкоэлементного состава хорошо видны на рис. 2 и 4. Хотя для некоторых метасоматически обогащенных ксенолитов вулканов Харчинского и Шивелуч наблюдается перекрытие полей в отношении флюидомобильных компонентов и элементов Ce-группы. Увеличение степени плавления ксенолитов как “зеленой”, так и “черной” серий ведет к возрастанию их деплетированности, а щелочной метасоматоз, напротив, способствует выборочному обогащению наиболее мобильными элементами.

Рис. 4.

Соотношение Al₂O₃–CaO в ксенолитах перидотитов Вьетнама, Бакенинга (а) и вулканов Авачинский, Шивелуч, Харчинского (б), а также в ксенолитах пироксенитов Вьетнама, Бакенинга, Валоваям и вулканов Авачинский, Шивелуч, Харчинского (в). а – Вьетнам – ксенолиты: 1, 2 – “зеленая” серия (1 – магнезиальные лерцолиты, 2 – железистые гипербазиты-консерванты), 3 – гарцбургиты Бакенинга. Номера анализов соответствуют приведенным в табл. 1. FMM – обогащенный тип мантийного источника для базальтов срединно-океанических хребтов; цифрами на линии плавления отмечена степень его деплетированности при отделении базальтовых расплавов [Pearce, Parkinson, 1993]. При составлении поля составов континентальных ксенолитов лерцолитов-гарцбургитов использован банк данных http://georok.mpch-mainz.gwdg.de/georok/. Тренды изменения составов: 1 – магнезиальных лерцолитов, 2 – железистых гипербазитов-консервантов, 3 – щелочного метасоматоза. б, в – 4–6 – ксенолиты перидотитов (б) и пироксенитов вулканов (в): 4 – Авачинский, 5 – Шивелуч, 6 – Харчинского. Остальные обозначения см. рис. 4а. в – Вьетнам – пироксениты: 7 – “зеленой” серии, 8–11 – “черной” серии (узники (8), мономинеральные (9), вебстериты (10), оливиновые пироксениты (11)); Бакенинг – пироксениты-верлиты: 12 – “зеленой” серии, 13, 14 – “черной” серии (мономинеральные (13), верлиты (14)); Валоваям – “черная” серия: 15 – пироксениты, 16 – вебстериты. Тренды: 3 – то же, что на рис. 4а, б; 4, 5 – тренды декомпрессионного плавления ксенолитов Вьетнама (4), Бакенинга и Валоваям (5).

По соотношению Al₂O₃–CaO точки составов “обедненных” лерцолитов “зеленой” серии располагаются вблизи верхней границы (обогащенные перидотиты) поля континентальных лерцолитов-гарцбургитов шпинелевой фации глубинности (см. рис. 4а). Они образуют тренд 1 уменьшения содержаний Al₂O₃ и CaO по мере роста степени деплетированности, почти совпадающий с этой границей. Точки гарцбургитов этой серии, напротив, оккупируют нижнюю границу (обедненных перидотитов) этого поля также с некоторым возрастанием степени деплетированности. Исключение составляет только один из образцов гарцбургитов (40/8), испытавший щелочной метасоматоз (см. табл. 1). Лерцолит-гарцбургитовый ряд пород-консервантов “зеленой” серии образует тренд 2 перехода от обогащенных к обедненным перидотитам. При той же степени деплетированности гарцбургиты этого ряда характеризуются меньшей глиноземистостью, что может быть следствием их декомпрессионного плавления.

Ксенолиты перидотитов “островодужного” типа по соотношению Al₂O₃–CaO в основной массе относятся к максимально деплетированным обедненным перидотитам (см. рис. 4б), глиноземистость которых иногда возрастает (тренд 3) в случае проявления Na-K метасоматоза. Отличие их от пород “внутриплитного” типа очевидно.

Пироксениты ксенолитов “внутриплитного” типа более глиноземистые, чем их “островодужные” аналоги (см. рис. 4в). Тренды декомпрессионного плавления при переходе от пироксенитов к вебстеритам, а иногда и к оливиновым пироксенитам, наблюдаются в “черных” пироксенитах Вьетнама (см. рис. 4в, тренд 4), Бакенига и Валоваям (см. рис. 4в, тренд 5). Повышенная глиноземистость некоторых составов также объясняется щелочным метасоматозом.

Проведем теперь сравнение ксенолитов из областей Восточно-Азиатской окраины с различной геодинамической обстановкой, чтобы найти место изученным регионам, исходя из особенностей состава их ксенолитного материала.

В работах [Arai et al., 2007; Arai, Ishimary, 2008] на основе сопоставления соотношений хромистость шпинелей – магнезиальность оливинов в ксенолитах проводится интересное сопоставление регионов Восточной Пацифики в ряду от высокодеплетированных малоглубинных шпинелевых гарцбургитов фронтальной части активных островных дуг до глубинных обогащенных шпинелевых лерцолитов Евразийской континентальной окраины. Посмотрим, какое место в этом ряду занимают ксенолиты изученных регионов. С некоторыми изменениями и дополнениями этот ряд представлен на рис. 5. Считается, что наиболее деплетированными в отношении высокой хромистости шпинелей, магнезиальности оливинов и низкой натриевости клинопироксенов являются ксенолиты гарцбургитов Авачинского вулкана, сопоставимые с ксенолитами подобного состава вулкана Ирайя (о. Батан) фронтальной зоны Лусон-Тайваньской вулканической дуги [Arai et al., 2007; Arai, Ishimary, 2008] (см. рис. 5а, б). Добавление материалов по ксенолитам из вулканов Ключевской, Харчинский и Шивелуч существенно расширяет это облако точек. Появляются составы, выходящие за рамки простой мантийной корреляции OSMA. Но в целом, Камчатские ксенолиты “островодужного” типа остаются наиболее деплетированными.

Рис. 5.

Соотношение между содержанием Fo в оливинах и Cr# (=Cr/(Cr + Al) атомные отношения) в сосуществующих шпинелях из мантийных ксенолитов Западной Пацифики. OSMA – (оливин-шпинель мантийная корреляция) – тренд перидотитовых реститов в поле шпинелевых перидотитов [Arai, 1994]; тренды и поле перидотитов океанических “горячих точек” на рис. 5в, е, и (они применимы также ко всем фрагментам рис. 5) – по [Pearce, Parkinson, 1993; Arai, 1994].

Меньшей хромистостью шпинелей и несколько большей железистостью оливинов характеризуются ксенолиты перидотитов подводной возвышенности Такешима (см. рис. 5в), которые являются отражением мантийного состава задуговых бассейнов, поскольку были вынесены расплавами в период раскрытия Японского моря [Ninomiya et al., 2007; Abe et al., 2008]. Двигаясь дальше в сторону материковой части Евроазиатской окраины можно отметить ксенолиты перидотитов о. Хайнань и р-на Килинь, ЮВ окраины Китая [Xu et al., 2002] (см. рис. 5г). Их шпинели уже минимально хромистые, а оливины максимально железистые. И все же максимальное сгущение фигуративных точек в этой критической области наименее деплетированных и наиболее глубинных составов мы наблюдаем для ксенолитов перидотитов Корейского п-ова [Arai et al., 2001; Choi, Kwon, 2005] (см. рис. 5д) и континентальной окраины в районе Сихотэ-Алинь [Arai et al., 2007] (см. рис. 5е). Такое же положение занимают точки составов шпинелей большинства лерцолитов Вьетнама как дискретного, так и комплексного (консерванты) типов (см. рис. 5ж) и Валоваям (см. рис. 5и). Гарцбургиты Вьетнама более деплетированные. Часть составов лерцолитов обоих типов значительно сдвинута в сторону большей железистости оливина и попадает в поле метасоматически обогащенных перидотитов, выделенное при изучении ксенолитов на вулканах Мегата в задуговой части японской островной дуги [Abe et al., 2003]. Шпинели гацбургитов и верлитов Бакенинга при той же низкой хромистости целиком выходят за рамки мантийной корреляции OSMA и образуют свое изолированное поле составов (см. рис. 5з). Железистые ксенолиты всех трех регионов содержат интерстиционный амфибол, а некоторые ксенолиты-консерваны Вьетнама еще и флогопит (см. рис. 5ж, обр. 100/1). Участие здесь этих вторичных процессов щелочного метасоматоза вполне аргументировано, хотя масштабы их проявления в случае Бакенинга кажутся чрезмерными. Возможно, здесь произошло образование существенно иной по составу мантии новейшего рифтогенеза. В отношении метасоматически измененных ксенолитов Шивелуча и Харчинского вулканов такой выход из области OSMA также понятен (см. рис. 5а). Но большой тренд составов шпинелей Ключевского вулкана с выходом оливина до Fo = 70, по всей вероятности, имеет кумулятивное происхождение.

Таким образом, можно однозначно утверждать, что оба региона: Вьетнам и Валоваям по типу предполагаемого мантийного субстрата относятся к континентальной окраине, а положение значительной части их мантийных составов в поле перидотитов “океанических горячих точек” подтверждает предположение об участии “плюмогенного” источника в вулканизме этих регионов.

Стекла “черных” пироксенитов как показатель изменения состава расплавов в ходе декомпрессионного плавления ксенолитов в обстановке щелочного метасоматоза. Стекла состава высокотитанистых базальтов-андезибазальтов с высокой щелочностью – особый тип, который встречается только в ассоциации с ксенолитами “черной” серии. В “зеленой” серии таких пород отмечаются стекла более кислого и менее титанистого состава [Ryabchikov et al., 1995] (см. рис. 1, поле 1, рис. 3, поле 1). Иногда они рассматриваются [Francis, 1976; Zinngrebe, Foley, 1995; Ackermann, 2013] в составе своеобразных силикатных или силикатно-карбонатных “пакетов плавления” (melt pokets). Происхождение этих пакетов описывается либо как результат распада минералов (амфибола и слюды, ортопироксена и шпинели), или как следствие реакции перидотитов с мигрирующими расплавами или флюидами в верхней мантии, а иногда как внедрения вмещающей магмы в ксенолиты.

В нашем случае стекла – это “замороженные” расплавы, которые совместно с ортопироксеном образуются в результате инконгруэнтного декомпрессионного плавления “черных” пироксенитов. А оливины и шпинели в них являются вторичными, дочерними фазами. При этом составы стекол меняются в зависимости от того, на какой глубине происходит их образование. Но картина усложняется наложением щелочного метасоматоза, который может быть разноглубинным и по-разному влиять на изменение концентраций отдельных компонентов. В общем случае выявляются такие закономерности, как уменьшение содержаний SiO₂ и CaO, но увеличение TiO₂ и Al₂O₃ (в противоположность MgO) по мере возрастания глубины возникновения расплавов. Последнее особенно важно при интерпретации особенностей происхождения серий, когда глиноземистые и магнезиальные базальтоиды сосуществуют в одном непрерывном разрезе. Нет необходимости искать для них разные мантийные источники. Попеременная активность разноглубинных магматических очагов вполне объясняет наблюдаемые закономерности изменения составов.

К петрологической модели. Существующие представления о возможном происхождении ксенолитов “черной” серии подробно были рассмотрены в первой части нашей работы. Большинство исследователей сходятся во мнении о том, что эти ксенолиты образовались из расплавов (флюидо-расплавов) плюмогенного происхождения [Колосков, 1999; Arai et al., 2000, 2007; Шарков, Богатиков, 2015, 2019]. Но каков состав источника плавления? Если высокотитанистые стекла “черных” пироксенитов образуются только при плавлении пород “черной” серии, тогда как возникают сами ксенолиты этой серии, будучи первоначально “плюмогенными” расплавами? Очевидно, это может произойти при большой степени плавления той части мантийного диапира, которая близка по составу к породам этой серии. Как видно на рис. 6, все точки составов “черных” пироксенитов, независимо от того, имитируют ли они состав плавящегося субстрата или являются результатом кристаллизации расплавов, образовавшихся при его плавлении, тесно группируются в области предполагаемых мантийных источников, что свидетельствует о большой степени его плавления при образовании этих расплавов. С другой стороны, расплавы для несущих эти ксенолиты щелочных базальтов и базанитов всех трех регионов можно получить при относительно малой степени плавления (порядка 10% и менее) тех же “черных” пироксенитов. Комплиментарные пары ксенолит-вулканит ранее были использованы для создания петрологических моделей образования вулканитов “внутриплитного” типа Бакенинга [Колосков, Ананьев, 2020] и Валоваям [Колосков и др., 2018]. Как видно (см. рис. 6а), такая комплиментарная пара существует и для Вьетнама.

Рис. 6.

Соотношение Sr/Ca–Ba/Ca в ксенолитах и вулканитах Вьетнама (1–4), Бакенинга (5–7) и Валоваям (8–10). Ксенолиты “черной” серии: 1, 5, 8 – мономинеральные пироксениты, 2 – вебстериты, 3 – оливиновые пироксениты, 4–10 – вулканиты: 4 – щелочные базальты и базаниты, несущие мантийные включения, 6 – субщелочные базальтоиды плато, содержащие мантийные ксенолиты, 7 – лавы вулкана Бакенинг глиноземистые (а) и магнезиальные (б), 9, 10 – вулканиты внутриплитного (9) и островодужного (10) типов. Использованы данные из работ [Колосков и др., 2016, 2018; Колосков, Ананьев, 2020; Dorendorf et al., 2000].

Проведем сопоставление полей распространения фигуративных точек ксенолитов “черных” пироксенитов рассматриваемых регионов, стекол их плавления, а также вулканитов, несущих эти ксенолиты. Для сравнения выберем также составы “островодужных” вулканитов Харчинского и Авачинского вулканов, несущих мантийные ксенолиты (рис. 7). Комплиментарные пары ксенолит-вулканит для всех трех регионов согласованно меняют свои составы в отношении SiO₂, TiO₂ и Al₂O₃. С уменьшением степени плавления (магнезиальности) направленно меняется состав ксенолитов Вьетнама и мы по стрелке тренда 1 последовательно попадаем сначала в поля ксенолит-содержащих вулканитов, а затем и стекол плавления (см. рис. 7а–в). Подобный переход для Бакенинга фиксируется трендом 2. В отношении Валоваяма картина более сложная: ксенолит-содержащие вулканиты здесь обогащены TiO₂ и Al₂O₃, а данные по стеклам отсутствуют. Для Вьетнама и Валоваям обогащение ксенолит-содержащих вулканитов и стекол для первого щелочами не связано с характером плавления. Здесь это – наложенный процесс щелочного метасоматоза. Касательно Бакенинга, тренды 2 взаимодействия комплиментарных пар хорошо проявляются по отношению к щелочам (см. рис. 7г, д). В случае с CaO картина не очень понятна (см. рис. 7е). Согласованно меняются только составы для Вьетнама вдоль тренда 1, хотя сам тренд раздваивается в сторону реликтовой фазы пироксенитов-узников.

Рис. 7.

Соотношение MgO–SiO₂ (а), MgO–TiO₂ (б), MgO–Al₂O₃ (в), MgO–Na₂O (г), MgO–K₂O (д), MgO–CaO (е) в ксенолитах и стеклах Вьетнама (1–4), Бакенинга (5–7) и Валоваям (8, 9). Ксенолиты “черной” серии: 1 – пироксениты-узники в сложных ксенолитах (а), реликты в стекле (б); 2, 5, 8 – мономинеральные пироксениты; 3, 6, 6а – реликты в стекле; 9 – вебстериты; 4 – оливиновые пироксениты; 7 – стекла в оливиновых пироксенитах. Поля составов: стекол плавления ксенолитов Вьетнама (1), вулканитов, несущих включения (Вьетнама (2), Бакенинга (3), Валоваям (4), Харчинского (5) и Авачинского (6) вулканов). Тренды: ксенолиты-ксенолит-содержащие вулканиты-стекла для Вьетнама 1, Бакенинга 2, Валоваям 3.

При этом в стороне остаются поля ксенолит-содержащих “островодужных” вулканитов обоих вулканов. Для них нужна своя система ксенолит–вулканит.

Соотношение комплиментарных пар ксенолит-вулканит-стекла по основным оксидам и трендам их селективного плавления (см. рис. 6) будет использовано для создания петрологической модели, которую мы сформулируем в заключительной части работы.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведена петролого-геохимическая типизация ксенолитов “черных” пироксенитов и сопутствующих им включений “зеленой” серии в регионах Вьетнама, Бакенинга и Валоваям. С появлением в пироксенитах ортопироксена или оливина состав их становится более деплетированным как по макро-, так и по микрокомпонентам: возрастает магнезиальность и кремнекислотность пород, но уменьшается глиноземистость и титанистость, суммарное содержание редкоземельных и большинства флюидомобильных компонентов.

Состав пород ксенолитов-консервантов “зеленой” серии отличается своей повышенной железистостью, что позволяет считать их испытавшими тепловое воздействие в ходе внедрения мантийного диапира. Вслед за японскими учеными [Arai et al., 2000, 2007, 2008] показано, что ксенолитный материал можно использовать для реконструкции геодинамической обстановки проявления вулканизма. В ряду перехода: фронтальная часть островодужной системы – окраинный морской бассейн – континентальная окраина – существенно меняется отношение Cr/(Cr + Al) в шпинелях и Fo в оливинах ксенолитов с учетом щелочного метасоматоза. Это позволило однозначно отнести проявление плиоцен-четвертичного вулканизма в районах Вьетнама и Валоваям к обстановке континентальной окраины, а новейший вулканизм Бакенинга связать с проявлением молодого рифтинга в островодужной системе. В ходе декомпрессионного плавления сопряженно меняются составы ксенолитов “черной” серии и стекол их плавления: уменьшаются содержания Al₂O₃, TiO₂, CaO, но возрастет SiO₂ и магнезиальность пород и расплавов. Содержания K₂O и Na₂O для Вьетнама не зависят от этого процесса, а определяются интенсивностью проявления наложенного щелочного метасоматоза. В случае Бакенинга ощелачивание расплавов происходит в ходе декомпрессионного плавления ксенолитов.

Закономерности изменения составов расплавов в зависимости от глубины их возникновения рекомендуется учитывать при петрологических построениях.

Предложена двустадийная модель петрогенезиса: 1) образование “черных” пироксенитов как следствие кристаллизации расплавов, возникших при плавлении той части плюмогенного источника, которая наиболее близка к составу этих пироксенитов, 2) возникновение внутриплитных вулканитов как результат вторичного плавления тех же “черных” пироксенитов в обстановке щелочного метасоматоза.