Ясныгина

ИСТОЧНИКИ МАГМ ЮЖНОГО И ЦЕНТРАЛЬНОГО ИТУРУПА ПО ДАННЫМ
МИКРОЭЛЕМЕНТНОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ: СОПОСТАВЛЕНИЯ С ГЛУБИННЫМИ
МАГМАТИЧЕСКИМИ ИСТОЧНИКАМИ БАЗАЛЬТОВ ЮЖНОГО ПРИМОРЬЯ
Т. А. Ясныгина, 1С. В. Рассказов, 2В. С. Сахно, 2Г. И. Говоров, 1М. Е. Маркова
1
-Институт земной коры СО РАН, Иркутск, [email protected], [email protected]
2
-Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток.
1
В зоне субдукции плавится преимущественно материал надсубдукционного клина при участии
флюидов, образующихся при разрушении минералов погружающегося слэба. Источники магм как
фронтальной, так и тыловой зоны островной дуги характеризуются присутствием водных минералов.
Микроэлементный состав возможных источников вулканических пород дуги Северо-Восточного Хонсю успешно моделировался с учетом содержания и подвижности микроэлементов в водном флюиде
[Tatsumi, Kogiso, 1997]. Моделирование проводилось по концентрациям Rb, K, Ba, Sr, Pb, Ce, Nd, Y и
по изотопному составу стронция, неодима и свинца. В наиболее глубинном модельном источнике
магм тыловой зоны дуги снижалась доля ортопироксенов (по сравнению с менее глубинными источниками), а содержание клинопироксена с высоким содержанием натрия (жадеитовый минал) и низким
– кальция превышало содержание высококальциевого пироксена (диопсидовый минал).
Образцы лав Курильской островной дуги отобраны в южной (кальдера Урбич, вулкан Атсонупури) и центральной (вулканы Баранского, Тебенькова, Мачеха, Богдан Хмельницкий) частях о-ва
Итуруп, а также драгированы на шельфе о-вов Итуруп и Уруп. На шельфе Итурупа подводные вулканы объединяются в отдельные цепочки [Авдейко и др., 1992]. Южнее п-ова Чирип они образуют
субмеридиональную цепочку Крылатка (номера вулканических построек по каталогу [Авдейко и др.,
1992] – 9 – п.8.1 – 8.4, обр. 2319-2321 и 2323-2324), а к северо-западу от п-ова Атсонупури – несколько
субширотных цепочек (9 – п.8.8 – 8.12, обр. 2341-2343). Отдельные группы вулканических построек
севернее и северо-восточнее п-ова Чирип объединяются в цепочки Чирипская и Простор.
Определения микроэлементов выполнены методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной
плазмой (ICP-MS). Подготовка проб осуществлялась в лаборатории изотопии и геохронологии ИЗК
СО РАН, а измерения – в Иркутском ЦКП на масс-спектрометре VG PlasmaQuad PQ 2+. Петрогенные
оксиды определялись методами «мокрой химии» в ДВГИ ДВО РАН.
На Южном и Центральном Итурупе во фронтальной зоне Курильской дуги преобладают лавы и
лавобрекчии андезитов. На п-ове Атсонупури, на подводной террасе южнее его и на шельфе Урупа
изливались базальты. Андезибазальты истока реки Урумпет (кальдера Урбич), часть андезибазальтов
вулканов Баранского, Тебенькова представляют фронтальную зону, а андезибазальты вулкана Богдан
Хмельницкий и подводных вулканов шельфа Итурупа – тыловую зону. Среди лав кальдеры в заливе
Простор встречаются дациты. Фигуративные поля андезибазальтов и андезитов фронтальной зоны
дуги на диаграмме AFM и по соотношению SiO2 – FeO*/MgO располагаются на границе толеитовой и
известково-щелочной серий. Базальты вулкана Атсонупури относятся к толеитовой серии, андезибазальты и андезиты подводных вулканов и все лавы вулкана Богдан Хмельницкий – к известковощелочной серии.
По сравнению с базальтами и андезибазальтами шельфа о-ва Уруп и тыловой зоны северной части Курильской островной дуги (вулканы Геофизиков [Baranov et al., 2002], Маканруши и др.), лавы
подводных вулканов субширотных цепочек шельфа Южного Итурупа (номера вулканических построек 9 – п.8.8 – 8.12 по [Авдейко и др., 1992]) обогащены и легкими, и тяжелыми редкоземельными элементами. Их спектры становятся плоскими при переходе от средних редкоземельных элементов к тяжелым. Петрографически все образцы с подобными спектрами отличаются большим количеством
вкрапленников амфибола (около 10 %). Редкоземельные спектры лав цепочки Крылатка разделяются
на три группы: 1) подобные спектрам андезитов субширотных цепочек; 2) субпараллельные ровные,
сопоставимые со спектрами лав вулкана Богдан Хмельницкий и 3) обедненные средними редкими
землями (Gd-Er), сходные со спектрами лав подводной кальдеры Простор. Спектры андезибазальтов
шельфа о. Уруп слегка обеднены легкими редкоземельными элементами.
1
Поперечная зональность островной дуги наблюдается по отношениям K/Nb, Nb/Zr и Zr/Hf. Вулканические породы фронтальной зоны отличаются от пород тыловой зоны более высокими K/Nb и
более низкими Nb/Zr и Zr/Hf. По Nb/Ta и Zr/Hf лавы тыловой зоны дуги блики к океаническим базальтам. В лавах фронтальной зоны Nb/Ta понижается до значений, характерных для пород континентальной коры, а Zr/Hf – до еще более низких значений.
Микроэлементное моделирование частичного плавления проводилось по уравнениям [Shaw,
1970] на основе состава недифференцированной мантии [McDonough, Sun, 1995]. Рассчитывались содержания редкоземельных элементов, а также Th, U, Y, Zr и Hf. Использовались коэффициенты распределения из работ [Литасов, 1998; Foley et al., 1994; Green, 1994; Halliday et al., 1995; La Tourrette et
al., 1995].
Редкоземельный спектр андезибазальта фронтальной зоны дуги, обр. ИК-10, кальдера Урбич,
Южный Итуруп, характеризует плавление 15-16 % шпинель-амфибол-содержащего перидотитового
источника, соответствующего по содержанию редких земель недифференцированной мантии (рис. 1
А). Обр. ИБ-23А, влк. Баранского, Центральный Итуруп, соответствует плавлению 20-25 % такого источника. По расчетам на основе содержания петрогенных оксидов (использовались уравнения [Фролова и др., 1989; Kinzler, Grove, 1991]) магмы могли выплавляться при температуре около 1300єC и давлении 1,1 – 1,2 ГПа.
В лавах фронтальной зоны южной и центральной частей Итурупа наблюдается корреляция Zr/Hf
с содержаниями Zr и снижение Zr/Hf при увеличении степени частичного плавления. Если принять
величину степени частичного плавления, исходя из моделирования по редкоземельным спектрам, то
Zr/Hf в источниках магм должно быть более низким, чем в недифференцированной мантии.
Составы известково-щелочных базальтов и андезибазальтов подводных вулканов шельфа Южного Итурупа получается при плавлении источника, содержащего оливин, ортопироксен, высококальциевый и низкокальциевый клинопироксены, гранат и два водных минерала: амфибол и слюду (рис. 1
Б, обр. 2341-4). Степень частичного плавления составляет 2 – 4 %. По оценкам на основе экспериментов [Schmidt, Poli, 1998], модельный источник отличающийся одновременным присутствием амфибола
и слюды, предположительно, находится на глубине около 70 км (Р = 2,2-2,4 ГПа, содержание воды
около 5%).
Результаты микроэлементного моделирования магмообразования на примере составов базальтов
тыловой зоны Итурупа могут использоваться для интерпретации особенностей микроэлементного состава расплавов, связанных с более глубинными надслэбовыми источниками. Такие базальты изливались около 13 млн л.н. на Шкотовском и Шуфанском плато Южного Приморья. На больших глубинах
(Р > 3,7 ГПа) происходит полное разрушение амфибола и в минеральном составе источника увеличиваются доли слюды, омфацита и граната. При плавлении получаются составы, обедненные легкими
редкоземельными элементами, с (La/Sm)N <1. Для образования таких расплавов требуется плавление 45 % рестита после удаления 2,5 % расплава (источник В1), либо плавление 5–6 % рестита после удаления 1,5 % расплава (источник В2). Модальные составы источников В1 и В2 имеют различное содержание флогопита (2 % и 11 % соответственно). Рассчитанные составы расплавов отличаются от реальных базальтов Южного Приморья более низкими содержаниями La. Источник магм мог быть слегка
обогащен легкими редкоземельными элементами (La-Ce). Содержание La и Ce как наиболее литофильных редкоземельных элементов могут повышаться при контаминации континентальной корой во
время прохождения через нее расплава.
Интеграционный проект 7.10.3/2006, проект Байкал-РФФИ 05-05-97254-р-байкал.
Список литературы
Авдейко Г. А., Антонов А. Ю., Волынец О. Н. и др. Подводный вулканизм и зональность Курильской
островной дуги. М.: Наука, 1992, 528 с.
Литасов К. Д. Геохимические модели развития мантийных магматических систем по данным изучения
глубинных ксенолитов Витимского и Удоканского вулканических полей (Восточное Забайкалье) // Дисс. … к. г.м. н. Новосибирск, 1998, 292 с.
Фролова Т. И., Перчук Л. Л., Бурикова И. А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. М.: Недра, 1989, 261 с.
2
Baranov B. V., Werner R., Hoernle K. A. et al. Evidence for compressionally-induced high subsidence rates in
the Kurile Basin (Okhotsk Sea). Tectonophysics, 2002, V. 350. P. 63-97.
Foley S. F., Jenner G. A., Jackson S. E., Fryer B. J. Trace element partition coefficient between phlogopite,
clinopyroxene and matrix in the alkaline lamprophyre from Newfoundland, Canada // Mineral. Mag., 1994, V.58 A. P.
280-281.
Green T. H. Experimental studies of trace-element partitioning applicable to igneous petrogenesis – Sedona 16
years later // Chem. Geol., 1994, V. 117. P. 1-36.
Halliday A. N., Lee D.-C., Tommasini S. et al. Incompatible trace elements in OIB and MORB and source
enrichment in the sub-oceanic mantle // Earth Planet. Sci. Lett., 1995, V.133. P. 379-395.
Kinzler R., Grove T. Primary magmas of mod-ocean ridge basalts. 1. Experiments and methods // J. Geophys.
Res., 1992, V.97B. P.6885-6906.
LaTourrette T., Hervig R. L., Holloway J. R. Trace element partitioning between amphibole, phlogopite and
basanite melt // Earth Planet. Sci. Lett., 1995, V.135. P. 13-30.
McDonough W. F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chem. Geol., 1995, V. 120. P. 223-253.
Schmidt M.W., Poli S. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc
magma generation // Earth Planet. Sci. Lett., 1998, V.163. P. 361-379.
Shaw D. M. Trace element fractionation during anatexis // Geochim. Cosmochim. Acta., 1970, V.34. P. 237-243.
Tatsumi Y., Kogiso T. Trace element transport during dehydration processes in the subducted oceanic crust: 2.
Origin of chemical and physical characteristics in arc magmatism // Earth Planet. Sci. Lett., 1997, V.148. P. 207-221.
Рис. 1. Нормированные к хондриту [McDonough, Sun, 1995] концентрации редкоземельных элементов в
базальтах и в расплавах из модельных источников. А – фронтальная зона, источник А, андезибазальты Южного и
Центрального Итурупа; Б – тыловая зона, источник Б и базальт из субширотной цепочки подводных вулканов,
шельфа Итурупа; В – источник магм тыловой зоны и реститы после удаления расплава; Д, Е – плавление реститов (источники В1 и В2): составы модельных расплавов и позднемиоценового базальта Юго-Западного Приморья, обедненные легкими редкоземельными элементами. F – степень частичного плавления.
3