Происхождение и эволюция магм Ключевского вулкана, Камчатка, по данным изучения расплавных включений в оливине

7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И СОСТАВ РОДОНАЧАЛЬНЫХ МАГМ КЛЮЧЕВСКОГО ВУЛКАНА

7.1 СОСТАВ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ РОДОНАЧАЛЬНЫХ РАСПЛАВОВ

Примитивные РВ (Fo > 89), которые могут отражать состав родоначальных магм Ключевского вулкана, варьируют от Hy- до Ne-нормативных составов за счет вариаций SiO₂, Al₂O₃, CaO и Na₂O (Рис. 7-1, Таблица 7-1). Широкие вариации примитивных РВ характерны как в целом для вулкана, так и для отдельных извержений (например, прорыв Булочка). При изменении содержаний главных элементов закономерных изменений содержаний элементов-примесей не происходит. Составы МБ с MgO > 10 мас.% при незначительном пересечении с составами РВ характеризуются низкими содержаниями CaO, Al₂O₃ и высоким содержанием SiO₂ и находятся на продолжении трендов РВ (Рис. 7-1).

Оценки возможных Р-Т условий равновесия первичных расплавов с перидотитом составляют в среднем ~15-19 кб (~50-65 км) и 1290-1315^oС, что близко к условиям сухого солидуса перидотита [Katz et al., 2003]. Степень плавления мантийного источника (E-DMM), оцененная по методике [Portnyagin et al., 2007a], составляет для Ключевского вулкана 10-16 % (Таблица 7-1). В совокупности эти оценки позволяют сделать вывод о доминирующей роли индуцированного водным флюидом плавления мантийного вещества при образовании первичных магм Ключевского вулкана. Предполагавшееся в ряде работ большое значение декомпрессионного плавления при образовании магм Ключевского вулкана не находит подтверждения в наших данных. Также следует отметить умеренно-высокое содержание воды в исходных магмах (~3 мас. %), не выходящее за пределы вариаций составов типичных исходных магм Камчатки [Portnyagin et al., 2007a]. Таким образом, даже если количество флюида, отделяющегося от возможно субдуцирующей под центральную Камчатку цепи Императорских подводных гор, необычно велико по сравнению с другими регионами Камчатки, это не приводило к аномально высоким содержаниям воды в исходных магмах Ключевского вулкана.

Рис. 7-1 Ковариации главных элементов (Si, Al, Ca) в родоначальных расплавах Ключевского вулкана. Состав родоначальных расплавов (Fo > 82 @ Fo91) рассчитан по составу расплавных включений в оливине Fo > 82 (n = 270) нормированием на Fo91 на основе зависимостей между содержанием каждого из главных элементов и Fo (Рис. 6-1). Также показаны составы примитивных расплавных включений (Fo > 89) и высокомагнезиальных базальтов (MgO > 10 мас.%) Ключевского вулкана.

Таблица 7-1 Средний состав (главные элементы, летучие) примитивных расплавных включений, пород и родоначальных расплавов Ключевского вулкана. В таблице приведены средние составы примитивных расплавных включений в оливине Fo > 89 (1), высокомагнезиальных (MgO > 10) базальтов (2) и родоначальных расплавов (@Fo91) (3) Ключевского вулкана. Состав родоначальных расплавов получен из составов включений Fo > 89 обратным фракционированием оливина. Также приведены средние составы продуктов плавления: перидотита (4) [KLB-1, Hirose, Kawamoto, 1995], смеси перидотита и магнезиального глиноземистого базальта (5) [Gaetani, Grove, 1998] и амфиболового верлита (6) [Medard et al., 2006] при водоненасыщенных условиях; условия экспериментов приведены также в таблице к Рис. 7 2. Расчет нормативных Ne или Hy по CIPW при Fe3+/Feобщ = 0.1. * - расчетный Fo при ΔNNO = 0 (fO2), ** - среднее содержание воды в исходных расплавах по двум максимальным оценкам: 2.8 (РВ Fo > 89) и 3.6 (РВ Fo > 82). Условия образования рассчитаны по методикам [Portnyagin et al., 2007a] (Fплавл., H2Oист-к), [Соболев и др., 1993; Хубуная, Соболев, 1998; Арискин, Бармина, 2000] (P) и [Katz et al., 2003] (TDPS = Tсухого солидуса перидотита). Отметим, что давление образования отрицательно коррелирует с содержанием SiO2 в расплавах и Ne: группа с содержанием SiO2 > 48.5 мас.% (Hy- и слабо-Ne нормативные расплавы) характеризуются более низким давлением (14.5 1 кб) по сравнению с более недосыщенными SiO2 расплавами (17.5 1.5 кб). Возможное неравновесие второй группы расплавов с Opx (в связи с участием верлитов - см. ниже) дает основание относиться с осторожностью к их высоким оценкам давления образования.

7.2 ВАРИАЦИИ СОДЕРЖАНИЙ ГЛАВНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ, КАК ОТРАЖЕНИЕ ЛИТОЛОГИИ ИСТОЧНИКА

На проекциях базальтового тетраэдра [Falloon, Green, 1987] наблюдаемые вариации составов примитивных расплавов выражаются в увеличении жадеитового и диопсидового миналов с уменьшением кварцевого минала (Рис. 7-2).

Рис. 7-2 Сравнение составов родоначальных расплавов Ключевского вулкана и экспериментальных продуктов плавления на проекциях базальтового тетраэдра

Похожие закономерности характерны в целом для примитивных составов расплавов областей надсубдукционного магматизма (Камчатка, Филлипины, Индонезия, Новые Гебриды, Италия, Малые Антильские острова, Центральная Америка).

Проведенное сопоставление с экспериментальными данными по плавлению различных пород позволило связать наблюдаемые вариации родоначальных расплавов Ключевского вулкана с участием двух литологически различных источников: умеренно деплетированного перидотитового (лерцолитового) вещества и амфиболовых верлитов (безортопироксеновых пород с амфиболом) (Рис. 7-2, Таблица 7-1).

Амфиболовые верлиты могли образоваться путем модификации перидотитового вещества в результате карбонатитового H₂O-CO₂ метасоматоза островодужной мантии [напр., Портнягин и др., 2005] или же представляли собой блоки нижнекоровых кумулятов, которые за счет процессов термомеханической эрозии или деламинации и погружения вовлекались в область магмогенерации (Рис. 9-1) [напр., Kelemen et al., 2003]. Отсутствие корреляций главных элементов и элементов-примесей в родоначальных расплавах может свидетельствовать в пользу последнего варианта. В этом случае кора обедняется ультрамафическим веществом кумулятивного слоя, и ее состав становится более кислым, что может объяснять парадокс островодужного магматизма, когда первичные магмы имеют базальтовый состав при андезитовом валовом составе коры [Gill, 1981; Stern, 2002; Kelemen et al., 2003].

7.3 ПРОИСХОЖДЕНИЕ ВАРИАЦИЙ СОДЕРЖАНИЙ НЕСОВМЕСТИМЫХ ЭЛЕМЕНТОВ-ПРИМЕСЕЙ И ИЗОТОПНОГО СОСТАВА КИСЛОРОДА

По содержанию элементов-примесей средние составы примитивных РВ и родоначальных расплавов хорошо соответствуют высокомагнезиальным породам Ключевского вулкана (Таблица 7-2).

Таблица 7-2 Содержание элементов-примесей в родоначальных расплавах Ключевского вулкана и составы субдукционных компонентов. Приведены средние составы примитивных включений (1), пород (2) и родоначальных расплавов (3) Ключевского вулкана. Состав родоначальных расплавов оценен на основе расплавных включений в оливине Fo > 82 c учетом зависимости состава оливина от степени фракционирования (Рис. 8-1). Показаны оцененные по методике [Portnyagin et al., 2007a] составы интегрального субдукционного компонента (СК, 4) и его вклад (в мас.%) в бюджет элементов-примесей (5), флюидного компонента, вызывавшего плавление (ФК, 6), и литосферного компонента (ЛК, 7). ФК был оценен на основе сопоставления составов с различной степенью плавления (на примере потока Очки). Содержание Ba в ФК может быть завышено в связи с вероятно более высоким коэффициентом распределения: (метасоматизированный) источник-расплав, чем использовался в расчете - DBa [Workman, Hart, 2005]. Оценка состава ЛК проведена на основе сравнения средних составов 2 групп расплавов (имеющих одинаковую степень плавления) различающихся по степени обогащенности: низкокалиевой - K2O < 0.4 мас.% и высококалиевой K2O > 0.9 мас.%. δ18O - усредненные значения для индивидуальных или нескольких вкрапленников оливина из всех изученных образцов. Интервал содержания воды в источнике - на основе оценок воды в исходных расплавах (2.8-3.6 мас.%). Также приведены составы субдукционного компонента фронтальных вулканов низкокалиевых толеитов (СКФВ, 8 - на примере вулкана Ксудач) [Portnyagin et al., 2007a] и средний состав примитивных расплавных включений в оливине вулкана Старый Шивелуч, вероятно являющихся продуктами плавления метасоматизированной литосферной мантии (ЛКШ, 9) [Портнягин, неоп.].

Родоначальные расплавы характеризуются широкими вариациями содержаний элементов-примесей. Максимальные вариации (более, чем в 2 раза) характерны для наиболее несовместимых элементов (LILE, LREE, Th, U, Nb) (Рис. 7-3). Характерной особенностью является положительная взаимная корреляция элементов группы LILE (K, Ba), Th, U, Sr, LREE, MREE, HFSE (Zr, Hf), отношений более несовместимых элементов к менее несовместимым (например, K/Ti, La/Yb, Ba/Zr), а также их положительная корреляция с изотопным составом кислорода (Рис. 7-3), и отсутствие корреляции этих элементов с более совместимыми элементами-примесями, такими как Ti, Y и HREE, а также с B. Доминирующее влияние на содержание LREE, Be, Sr, Th, F (более 60 %) и содержание B, Ba, U, K, Pb, H₂O и Cl (более 90 %) в родоначальных расплавах оказывает присутствие субдукционного компонента и его состав (Таблица 7-2).

Рис. 7-3 Вариации содержаний элементов-примесей и изотопного состава кислорода в родоначальных расплавах

Наблюдаемые вариации и соотношения между элементами-примесями свидетельствуют об участии в образовании родоначальных расплавов Ключевского вулкана 3-х главных компонентов: мантии, флюида из субдуцированной плиты и обогащенного литосферного компонента (Рис. 7-4).

Рис. 7-4 Главные компоненты (мантия - флюид - литосферный компонент), участвующие в генезисе родоначальных магм Ключевского вулкана. Разными квадратами показаны составы родоначальных расплавов (по включениям в оливине Fo > 82) Ключевского вулкана в зависимости от возраста извержений. Приведены 2 варианта равновесного плавления (20 %) источника DMM [Salters, Stracke, 2004]: при обычных условиях и под воздействием флюида (плавление индуцированное флюидом ПИФ - по методике [Portnyagin et al., 2007a], P = 15 кбар, T = Tсух.солид. перид.). Для флюида использовался состав субдукционного компонента фронтальных вулканов Камчатки (на примере вулкана Ксудач - [Portnyagin et al., 2007a] - состав 8 в Таблица 7-2) c содержанием воды 90 мас. %. Kоэффициенты распределения элементов при плавлении по [Workman, Hart, 2005]. В качестве возможного литосферного компонента ЛК приведен средний состав расплавных включений в оливине (Fo > 89) влк. Шивелуч (состав 9 в Таблица 7-2). Пунктирными линиями показано смешение между литосферным компонентом и расплавами, полученными в результате 10 и 16 % плавления, индуцированного флюидом.

Флюидный компонент

При индуцированном флюидом плавлении количество флюида, привнесенное в горячий мантийный источник, определяет степень плавления мантии [например, Stolper, Newman, 1994]. Следовательно, состав флюидного компонента можно оценить на основании масс-балансового расчета, основанного на составе 2-х расплавов с различной степенью плавления. Сделанные расчеты показали, что главными составляющими флюидного компонента, вызывавшего плавление (в мас. %, без учета силикатной составляющей и CO₂), являлись H₂O (90), K₂O (7.7), Ba (1.4), Cl (1), B (0.033) и Pb (0.006) (Таблица 7-2), а его содержание в источнике магм составляло 0.2-0.5 %. Оцененный состав флюида отличается от состава флюида, участвующего в образовании первичных магм фронтальных низкокалиевых толеитов Камчатки, более высокими содержаниями Ba, K, Th, U и более низким содержанием бора. Образование флюидного компонента вероятно связано с дегидратацией измененной океанической коры и осадков, субдуцирующих под Камчатку в районе ЦКД.

Обогащенный литосферный компонент

Большие вариации изотопного состава кислорода исходных магм Ключевского вулкана (1.6 - от 5.6 до 7.2 ) не могут быть объяснены в рамках 2-х компонентной модели индуцированного флюидом мантийного плавления, из-за малого количества флюида (менее 1 %), необходимого для получения наблюдаемых степеней плавления (до 20 %). Положительные корреляции между δ¹⁸O и большинством элементов-примесей могут быть объяснены смешением первичных мантийных магм с расплавами литосферного происхождения (коровыми или мантийными), имеющими тяжелый изотопный состав кислорода (δ¹⁸O > 8 ) и обогащенными Ba, Th, U, K, La, в меньшей степени MREE и HFSE (Zr, Hf, Nb). Поскольку большие вариации содержаний несовместимых элементов-примесей были установлены в высокомагнезиальных оливинах (Fo > 89), вероятным источником обогащенного компонента могло служить вещество метасоматизированной литосферной мантии, частичное плавление которой могло происходить при взаимодействии с более глубинными первичными магмами (Рис. 9-1).

Возможным аналогом обогащенного компонента/расплава может служить состав ультра-щелочных РВ в оливине Fo_89-93 вулкана Шивелуч [Портнягин, Чурикова, неопубликованные данные] (Таблица 7-2). Весь диапазон составов родоначальных расплавов Ключевского может быть в этом случае объяснен смешением расплавов, полученных в результате индуцированного флюидом плавления источника DMM с 5-50 % обогащенного литосферного компонента типа расплавов Шивелуча (Рис. 7-4).

Возможно также, что литосферный компонент характеризуется более окисленным состоянием, чем астеносферная мантия, о чем могут свидетельствовать более окисленные условия кристаллизации (в среднем на 0.8 лог.ед. fO₂ - оцененные по составу включений Cr-Sp в оливине) родоначальных расплавов более обогащенных современных (1932-1966 гг.) извержений по сравнению с менее обогащенными расплавами древних извержений (1900-2500 л.н) (Рис. 7-5).

Рис. 7-5 Изменение степени обогащенности родоначальных расплавов Ключевского вулкана во времени.

Интересно, что количество литосферного компонента, вовлеченного в процессы магмогенерации, систематически варьировало во времени (Рис. 7-5). Вероятным объяснением этих вариаций может быть периодическое изменение в режиме питания вулкана. Усиление или ослабление притока мантийных расплавов или скорости их движения в магмоподводящих каналах могло приводить к менее или более эффективному взаимодействию глубинных расплавов с веществом литосферной мантии.