Содержание к диссертации
Введение
Глава 1 Геолого-геофизические особенности строения Камчатки 13
Глава 2 Геологическая характеристика Вилючинской ВТС 26
2.1. Основные этапы развития Вилючинской ВТС 26
2.2. История геологической изученности 32
2.3. Геологическая характеристика плейстоцен-голоценовых центров 34
2.3.1. Вулкан Горелый 34
2.3.2. Вулкан Мутновский 42
2.3.3. Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная 45
Глава 3 Петрография и минералогия вулканических пород 48
3.1. Вулкан Горелый 48
3.2. Вулкан Мутновский 76
3.3. Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная 88
Глава 4 Геохимия вулканических пород 103
4.1. Распределение петрогенных элементов 103
4.1.1 Вулкан Горелый 105
4.1.2. Вулкан Мутновский 109
4.1.3. Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная 113
4.2. Распределение микроэлементов 116
4.2.1 Вулкан Горелый 116
4.2.2. Вулкан Мутновский 131
4.2.3. Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная 138
4.3. Изотопный состав стронция и кислорода 143
4.3.1 Вулкан Горелый 143
4.3.2. Вулкан Мутновский 147
4.3.3. Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная 147
Глава 5 Физико-химические условия кристаллизации вулканических пород 149
5.1. Оценка термодинамических параметров кристаллизации вулканических пород 149
5.1.1 Вулкан Горелый 150
5.1.2. Вулкан Мутновский 159
5.1.3. Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная 163
5.2. Состав летучих компонентов 166
5.2.1 Вулкан Горелый 171
5.2.2. Вулкан Мутновский 176
5.2.3. Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная 178
Глава 6 Вопросы генезиса и эволюции пород вулканов Горелый и Мутновский 182
6.1. Существующие представления о происхождении основных и кислых пород вулканов Горелый и Мутновский 182
6.2. Роль фракционной кристаллизации 185
6.3. Роль коровой контаминации 190
6.4. Роль мантийного и субдукционного компонентов 196
6.5. Петрогенетическая модель 205
Заключение 211
Литература 212
Табличные приложения 230
- Геолого-геофизические особенности строения Камчатки
- История геологической изученности
- Вулкан Мутновский
- Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная
Введение к работе
Формирование восточной окраины Евразии происходила под влиянием разновозрастных субдукционных событий. Переработанное субдукционными процессами мантийное вещество на протяжении длительного времени играло определяющую роль в металлогенической и магматической специализации территории. Даже наиболее молодые, позднечетвертичные постсубдукционные внутриплатные базальтоиды Южного Приморья, например, несут отчетливые геохимические признаки влияния на их состав как пермской, - так и меловой субдукций (Мартынов, Чащин и др., 2002; Чащин и др., 2007).
Для реконструкции геологической истории сложных территорий, какой является зона перехода континент-океан, необходимо отчетливое понимание процессов происходящих в современных зонах погружения океанической литосферы - островных дугах. Этой проблеме в последнее время посвящено огромное число геологических, геофизических, петрологических и экспериментальных работ, но из-за ее комплексности, многие вопросы до сих пор остаются не проясненными. У большинства исследователей в настоящее время не вызывает сомнение преобладающая роль мантийного вещества в субдукционном магмогенезисе (Arculus, Powell, 1986), хотя в некоторых случаях имеются геохимические свидетельства вовлечения в процесс плавления и погружающейся океанической коры (Defant, Drammond, 1990; Peacock et al.s 1994). Недостаточно понятна роль так называемого субдукционного компонента, относительный вклад в него флюидной фазы и расплава, образующегося в результате плавления осадочного материала. Слабо изучена роль «несубдукционных» факторов в магмогенезисе современных островодужных систем, например активность задуговых тектоно-магматических процессов (Pearce, Parkinson, 1993), трансформных разломов (Авдейко и др, 2002; Мартынов, Дриль, Чащин и др. 2004), гетерогенность фундамента (Arculus, 1994; Мартынов и др., 2007) и др. Практически не изучены вопросы эволюции вулканических центров.
Единственным в России регионом, где возможно изучение современного островодужного вулканизма, новейших тектонических процессов, связанных с глубинными сейсмофокальными зонами Заварицкого - Беньоффа, является Курило-Камчатская островодужная система. Хорошая сохранность современных вулканических построек, отсутствие значительных вторичных изменений излившихся магматических пород, возможность надежной реконструкции последовательности вулканических событий позволяет получить надежные данные о их составе и эволюции.
Актуальность работы. За последние десятилетия опубликовано большое количество работ по геолого-структурным (Авдейко и др., 2002; Апрелков, Попруженко, 1984; Шеймович, Патока, 1989; Очерки тектонического.... 1987; и др.) минералогическим, петрохимическим и изотопно-геохимическим (Волынец и др., 1990; Волынец, 1993; Колосков, 2001; Геохимическая типизация 1990; Пополитов, Волынец, 1981; Перепелов, 1989; Churikova etal., 2001; Duggen et al., 2007; Kepezhinskas et al., 1997; Portnyagin et al., 2001; и др.) особенностям четвертичного базальтового вулканизма Камчатки. Вместе с тем в литературе очень мало комплексных петролого-геохимических описаний долгоживущих вулканических центров Курило-Камчатской островной дуги, выполненных на современном уровне и направленных на решение ряда важных вопросов петрологии связанных с магмогенезисом и эволюцией субдукционных магм (Волынец и др., 1999; Перепелов, 2004, 2005; Мартынов, Мартынов, Чащин и др., 2005). Немногочисленна информация и о физико-химических условиях кристаллизации вулканитов, что, соответственно, затрудняет оценку влияния термодинамических параметров на зарождение, подъем и эволюцию островодужных магм. Первые шаги в этом направлении нами были сделаны при изучении отдельных вулканических построек Курил и Камчатки (Мартынов, Мартынов, Чащин и др., 2005; Хетчиков и др., 2000). В данной работе поставленные задачи решались на примере детального петрологического изучения двух типовых объектов южной Камчатки - вулканов Горелый и Мутновский.
Цель исследований. Целью данной работы является детальное петрологическое исследование вулканитов различных этапов формирования двух находящихся на небольшом расстоянии одновременно действующих вулканов южной Камчатки - Горелый и Мутновский. В ходе исследований решались следующие основные задачи:
1. детальное исследование составов минералов-вкрапленников эффузивных образований;
2. анализ распределения петрогенных оксидов и микроэлементов в основных разновидностях пород вулканов Горелый и Мутновский;
3. оценка термодинамических параметров кристаллизации магматических расплавов и роли различных процессов (фракционной кристаллизации, коровой контаминации и др.);
4. установление основных особенностей эволюции вулканических центров.
Научная новизна исследований. В результате петрографических и минералогических исследований впервые дана детальная минералогическая характеристика основных типов пород вулканов Горелый и Мутновский. На основе полученного геохимического материала, а также результатов компьютерного моделирования (программа "Комагмат") впервые выполнена реконструкция петролого-геохимической эволюции расплавов на различных временных этапах формирования вулканических центров Горелый и Мутновский.
Практическая значимость. Полученные на примере вулканов Горелый и Мутновский фактические данные об условиях эволюции первичных расплавов могут быть применены для построения общей картины эволюции базальтового вулканизма южной Камчатки.
Методика исследований. В основу предлагаемой работы положен фактический материал, собранный автором при полевых исследованиях пород вулканов Горелый, Мутновский и вулканического хребта Скалистая-Двугорбая-Каменная (Южная Камчатка), за период с 1986 по 1997 гг. в составе коллектива лаборатории Петрологии вулканических формаций ДВГИ ДВО РАН. В отдельных случаях использованы коллекции каменного материала, переданные автору для исследований Ю.А. Мартыновым, В.Ф. Полиным и А.Б. Перепеловым. Кроме того, привлечены литературные данные по изучаемым вулканическим постройкам.
Отбор образцов. Для изучения петрогеохимических и изотопных характеристик пород было проведено детальное опробование вулканитов различных временных этапов формирования вулканов Горелый и Мутновский, а также вулканического хребта Скалистая-Двугорбая-Каменная. При этом основное внимание было уделено базальтоидному вулканизму, как наиболее информативному при решении вопросов генезиса магматических расплавов. Для аналитических исследований отбирались образцы, не имеющие признаков вторичных изменений.
Докалъдерный (Q2) комплекс вулкана Горелый представлен в нашей коллекции покровными, субвулканическими и экструзивными породами андезитового, дацитового и риодацитового состава. Среди пирокластических отложений кальдерного (СЬ3) комплекса вулкана изучены игнимбриты андезито-дацитов и дацитов, из различных участков разреза игнимбритового покрова.
Образцы раннего посткальдерного комплекса (Q3 ) представлены преимущественно основными лавами, слагающими шлаковые конуса в юго-западной части борта кальдеры. В меньших количествах в коллекции присутствуют экструзивные дациты.
Из выделяемых шести крупных циклов вулканической активности современной постройки вулкана Горелого в голоцене (Q34-Q44), аналитически не изученными остались только лавы IV цикла вулканической активности, имеющие ограниченное распространение.
В пределах вулканического массива Мутновский проанализированы вулканиты основного и умеренно кислого состава (базальты-дациты) древней постройки - Мутновский-1 (Q3 ) и базальты самой молодой постройки вулкана - Мутновский-IV (СЬ4- Q/0- Таюке получены петрологические данные по базальт-риолитовой серии вулканического хребта Скалистая-Двугорбая-Каменная (Q2-3) расположенного к северу от вулкана Мутновский.
В процессе лабораторных исследований автором было изучено более 300 прозрачных шлифов вулканических пород. В работе использовано 180 анализов на петрогенные оксиды и микроэлементы, более 500 определений составов минералов, 60 анализов на распределения редких и редкоземельных элементов, 20 определений изотопного состава кислорода и 13 - стронция, а также 40 хроматографических анализов газовой фазы в минералах.
Аналитические исследования. Состав минералов определялся на микрозонде Camebax в Институте вулканологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский) и на микроанализаторе JXA-5a в ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток). Анализ осуществлялся при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда около 50 нА. В качестве эталонов использовали химически проанализированные однородные по составу минералы (санидин - для Si, Na, К, А1; диопсид - для Са и Mg; оливин - для Fe; ильменит - для Ті и родонит - для Мп). Ошибка анализа не превышает 1.5-2 отн. %.
Определение концентраций Ni, Со, Cr, V, Pb, Си, Zn осуществлялось с помощью количественного спектрального анализа в ДВГИ ДВО РАН. Аналитические исследования концентраций Rb, Ва, Sr, Zr были выполнены на рентгенофлуоресцентном спектрометре VRA-30 (ДВГИ ДВО РАН, аналитик Е.А. Ноздрачев) по методике Е.А. Ноздрачева (2004).
Часть измерений микроэлементного состава проводилось методом ICP-MS в Иркутском Центре коллективного пользования на масс-спектрометре VG Plasmaquad PQ2+. Калибровка прибора осуществлялась по международным стандартам BHVO-1, AGV-1 и BIR-1 с постоянным внутренним лабораторным контролем качества измерений пробой базанита U-94-5. При повторных измерениях стандартное отклонение (1а) для большинства элементов не превышало 5%. Стандартное отклонение при определении Sc и Рг (Се и Та в AGV-1) не превышало 10%. Воспроизводимость результатов измерения РЬ и U в BHVO-1 составляла 10-15%. Химическая подготовка проб осуществлялась на основе бидистиллята глубинной воды оз. Байкал. В процессе пробоподготовки использовались двукратно очищенные на изотермических перегонках особо чистые кислоты. Плавиковая кислота очищалась в тефлоновых аппаратах, а вода, азотная и соляная кислоты — в кварцевых. Там же, на масс-спектрометре Finnigan МАТ262 измерялись изотопные отношения Sr.
Помимо вышеназванных методов, автором использовались компьютерные программы, моделирующие условия формирования минеральных ассоциаций. Так, оценка флюидного режима минералообразования выполнена посредством программного комплекса "Селектор-С" (Карпов и др., 1997). Кроме того, для интерпретации полученных данных широко использовалась программа «Комагмат», возможности которой при решении вопросов петрогенезиса островодужных вулканитов были продемонстрированы в ряде работ (Арискин и др., 1995; Альмеев, 2005; Мартынов и др., 2005).
Апробация работы. Непосредственно по теме работы автором опубликованы: 7 статей в рецензируемых российских журналах и 5 статей в тематических сборниках. Отдельные вопросы диссертации изложены в одном из разделов монографии "Геодинамика, магматизм, металлогения Востока России" (2006). Помимо этого, результаты исследований были представлены на семи международных и шести отечественных конференциях и совещаниях, в том числе: на международном симпозиуме по прикладной геохимии стран СНГ (Москва, 1997), на первой международной научной конференции "Вулканизм и биосфера" (Туапсе, 1998), на IX, X и XI международных конференциях по термобарогеохимии (ВНИИСИМС г. Александров. 1999, 2001, 2003), на IV международной конференции "Новые идеи в науках о Земле" (Москва, 1999), на международном геологическом конгрессе в Италии (Флоренция, 2004), на всероссийском металлогеническом совещании "Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления." (Иркутск, 1998), на третьем региональном совещании "Минералогия Урала" (Миасс, 1998) и других.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения. Объем работы составляет 270 страниц, включая 30 таблиц и 82 рисунка. Список литературы включает 170 наименований.
Благодарности. Автор благодарит научного руководителя д.г.-м.н. Мартынова Ю.А. за постоянную помощь в работе, полезные советы и поддержку на протяжении всех этапов исследований, а также В.Г. Сахно, В.Ф. Полина, В.К. Попова, СО. Максимова за обсуждение, замечания и рекомендации, позволившие значительно улучшить качество диссертации.
Автор глубоко признателен Н.П. Коноваловой, Л.В. Шкодюк, Г.И. Макаровой, СП. Баталовой, В.Н. Каминской, А.И. Малыкиной, Л.А. Авдевниной, Н.И. Екимовой, В.М. Чубарову за аналитическое обеспечение исследований. Автор также благодарен СИ. Дрилю и А.Б. Перепелову за помощь в проведение прецизионных определений микроэлементов методом ICP-MS, О.Б. Селянгину - за предоставленный каменный материал.
За помощь в обработке материалов и техническое оформление работы выражается искренняя признательность Л.С. Цуриковой, Т.М. Михаилик и Н.Н. Семеновой.
Геолого-геофизические особенности строения Камчатки
Камчатка является одной из наиболее молодых и активных в тектоническом отношении участков зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану, (Очерки тектонического , 1987). На юге структуры Камчатки продолжают тектоническую систему Курильской островной дуги, а на севере переходят в Корякскую складчатую область, находящуюся в стадии орогенеза. С востока к ней причленяется Алеутская островная дуга. Всё это вносит специфические особенности в геологическое строение полуострова. Наряду с типичными островодужными тектоническими элементами (глубоководный желоб, внешняя невулканическая и внутренняя вулканическая дуги), здесь присутствуют и ряд нестандартных структурных образований, таких как вулканический пояс Срединного хребта, Центрально-Камчатская депрессия, Малко-Петропавловская зона поперечных разломов (Эрлих, 1973; Леглер, 1977; Пополитов, Волынец, 1981 и др.). Учитывая эти данные, а также континентальный тип земной коры, ряд исследователей (Volynets, 1992; Perepelov, Antipin, 1992; Волынец, 1993) отмечали определенное сходство геологической структуры Камчатки с активной континентальной окраиной.
Основные геолого-геофизические параметры описываемой островодужной системы - угол наклона субдуцирующей плиты - 45-50; угол схождения литосферных плит - 85-90; расстояние от глубоководного желоба до вулканического фронта, измеренное по направлению движения Тихоокеанской плиты - 180-210 км; мощность земной коры 36-46 км. При этом мощность "гранитного" геофизического слоя невелика и лишь под Срединным хребтом и Центрально-Камчатской депрессией соответствует континентальной (Авдейко и др., 1987; Волынец, 1993; и др.).
Вулканогенные образования формируют несколько разновозрастных вулканических поясов или зон северо-восточного простирания: Срединная, совпадающая с большей частью Срединного хребта; Центральная, приуроченная к Центральному грабену; Восточно- и Южно-Камчатская (рис. 1.1). Существует точка зрения, что территория южной Камчатки представляет собой южное продолжение Центрально-Камчатского вулканического пояса (олигоцен-квартер) и сочленения его с Восточно-Камчатским плиоцен-четвертичнным вулканическим поясом (Апрелков, Жегалов, 1972). Многие исследователи полагают, что Южно-Камчатская вулканическая зона представляет собой северное окончание Курильского сегмента системы (Шанцер, Шапиро, 1984). История развития островной дуги. Начало формирования островодужной системы в пределах Камчатского региона приходится на поздний о ли годен - ранний миоцен, но только в конце миоцена - начале плиоцена после заложения северного отрезка Курило-Камчатского глубоководного желоба, регион приобретает все черты присущие островной дуге в тектоническом понимании этого термина, включая глубоководный желоб и сопряженные с ним пояса наземного вулканизма. (Петрология и геохимия , 1987).
Первая интерпретация истории формирования островодужной структуры Камчатки с позиций тектоники литосферных плит была предпринята В.А. Леглером (1977). Согласно его представлениям Камчатка испытала два этапа островодужного магматизма. На первом этапе, около 40 млн. лет назад, образовалась палеоценовая островная дуга, которая располагалась частично на океанической коре (меловые офиолитовые комплексы пород северовосточной части полуострова) и частично на границе с континентальным массивом (домезозойские гранитно-метаморфические комплексы юго-западной части Камчатки).
В конце олигоцена в связи с образованием Алеутской дуги произошло отсечение по зоне трансформного разлома северного отрезка Камчатской островодужной структуры. В результате центральный сектор Камчатки образовал выступ Тихоокеанской плиты, ограниченный двумя субширотными зонами трансформных разломов. Однако, вследствие смещения 7 млн лет назад зоны субдукции на восток, выступ прекратил свое существование и началось формирование современной плиоцен-четвертичной Курило-Камчатской островодужной системы. Продолжение вулканической активности в Срединном хребте в этот период В.А. Леглер объясняет " инерционностью" вулканических процессов по отношению к тектоническим движениям.
По мнению Г.П. Авдейко с соавторами (Авдейко и др., 2001, 2003, 2006) начиная с олигоцена, в пределах Камчатки и Курил существовала система из двух дуг - Срединно-Камчатской и Южно-Камчатско-Курильской. В конце миоцена - начале плиоцена на участке от Авачинского залива до Камчатского полуострова в результате аккреции полуостровов Восточной Камчатки происходит блокировка зоны субдукции и её перемещение на современное положение. Постепенное отмирание древней зоны субдукции под Срединным хребтом, сопровождается отрывом погружающейся части плиты и внедрением через образовавшуюся брешь горячей подсубдукционной мантии в мантийный клин. В результате этого происходит частичное плавление базальтов и осадков океанической коры в верхней части погружаемой плиты, что привело к появлению "внутриплитных" магм на территории Срединного хребта.
В пределах Южной Камчатки и Курил субдукция сохранялась практически в неизмененном виде с конца олигоцена. В этой связи здесь широким распространением пользуются породы с типично островодужными геохимическими характеристиками.
История геологической изученности
Первые краткие сведения об активности и элементах геологического строения вулканов Горелый и Мутновский содержатся в работах П.Т. Новограбленова (1932), B.C. Кулакова (1936), А.Н. Заварицкого (1940), В.И. Влодавца (1957). В 1950-х гг. в пределах вулкана Мутновский работала Т.Ю. Маренина, которая сделала детальное геолого-петрографическое описание пород отдельных его построек (Маренина, 1956). Следующий период изучения вулканов Мутновский, Горелый и их окрестностей начался с 1960-х гг., и связан с работами сотрудников Института вулканологии - Кирсанова И.Т., Озерова А.Ю., Вакина Е.Н., Серафимовой Е.К., и многих других. В результате были получены первые детальные данные о геологическом строении вулканических построек, фумарольной и гидротермальной деятельности (Кирсанов, Федоров, 1964; Вакин и др., 1966; Серафимова, 1966). В этот же период были начаты наблюдения за активностью вулканов Горелый и Мутновский. В итоге были описаны все последние извержения вышеназванных вулканов (Кирсанов, 1964; Кирсанов и др., 1964; Кирсанов, Озеров, 1983).
Дальнейшее расширение и углубление знаний о геологическом строении и вулканизме района связано с работами В.Н. Шарапова с соавторами (1979), В.Л. Леонова и Е.Н. Гриб (Леонов, 1986; Гриб и др., 1976; Гриб, 1989). Данные, полученные этими исследователями, показали, что появление умеренно кислых и кислых пород вулканов Мутновский (хребет Отходящий) и Горелый, а также ряда мелких вулканических построек (Двугорбая, Скалистая, Каменная) связано со становлением в недрах описываемого района небольших коровых магматических очагов кислого состава. Появление последних обусловлено наличием в основание коры промежуточных очагов высокотемпературных базитовых магм, которые выступают в качестве агента, вызвавшего плавления пород коры.
B 1974-1977 гг. в бассейнах рек Вилюча, Жировая, Фальшивая, Мутная под руководством Е.А. Лоншакова была выполнена геологическая съемка масштаба 1:50000, в результате которой были существенно уточнены сведения о стратиграфии отложений и тектонике района (Лоншаков, 1979).
Новые, данные о структуре, предыстории и закономерностях развития вулканов Горелый и Мутновский были получены в последние два десятилетия на основе детального картирования и тефрохронологических исследований (Мелекесцев и др., 1987; Кирсанов, Мелекесцев, 1991; Овсянников, Зубин, 1991;Селянгин, 1993; Селянгин, Пономарева, 1999).
Важное значение в изучении вещественного состава магматических продуктов вулканов Мутновский и Горелый имела работа Duggen S. с соавторами (2007), в которой исследователи высказали предположение, что основные лавы этих вулканических сооружений имели единый мантийный источник, а отличия между ними являются следствием только различного вклада субдукционного осадка в магмогенезис. Кроме указанных выше работ, необходимо отметить также работу Gavrilenko M.G. с соавторами (2006), в которой впервые приведены сведения о наличии в пределах вулкана Горелый высокомагнезиальных базальтов, что является важным фактом для решения проблемы происхождения основных магм этого вулкана. Вулкан Горелый расположен примерно в 20 км к востоку от ареального вулкана Толмачев Дол (рис. 1.2). По своей морфологии он относится к сложным кальдерным стратовулканам (Кожемяка, 1994). Согласно геофизическим данным, вулкан находится в пределах крупной отрицательной гравитационной аномалии — Толмачевско-Гореловской депрессии (Селянгин, Пономарева, 1999). Фундаментом вулканического центра служат дислоцированные ранне-среднемиоценовые кислые эффузивы березовской свиты и позднемиоцен-плиоценовые вулканогенно-о садочные образования алнейской серии.
В истории развития вулкана Горелый можно выделить три крупных этапа вулканической активности. Первый, докальдерный (СЬ), связан с активностью древней постройки щитового вулкана пра-Горелый. О.Б. Селянгин и В.В. Пономарева (1999) характеризуют его как обширный, многовыходной экструзивно-лавовый комплекс (Q2) размером 12 на 15 км, несколько вытянутый в северовосточном направлении. В настоящие время в уступах кальдеры сохранились только отдельные фрагменты древней постройки, сложенные потоками базальтов, андезитов, андезито-дацитов и дацитов, отдельными дайками и экструзивными телами андезито-дацитового и дацитового состава. По мнению авторов, к докальдерному периоду также следует относить цепочку шлаковых конусов однотипных субафировых базальтов, вскрывающихся из-под покрова игнимбритов у юго-восточного борта кальдеры и у подножья вулкана Двугорбый. Проведенное В.Л. Леоновым (2006) целенаправленное изучение показало, что наиболее древние породы докальдерного комплекса вскрываются в бортах западного и северо-восточного секторов кальдеры. Здесь они слагают однородную толщу плитчатых серых "сахаровидных" андезитов, мощность которых в отдельных разрезах может достигать около 100 метров. В южных и юго-восточных бортах кальдеры породы докальдерного комплекса представлены андезито-дацитовыми и дацитовыми стекловатыми лавами серого или черного цвета, представляющие собой реликты небольших докальдерных вулканических аппаратов. По мнению этого автора, к постройкам такого типа следует относить вулканы Скалистый и Двугорбый, а также вулкан, существовавший в районе высоты с отметкой 1114.3м.
Вулкан Мутновский
Среди пород древней (Q{) и современной (Q3 -Q4) построек вулкана Мутновский доминирующей группой пород являются базальты и андезито-базальты, которые имеют во многом сходные петрографические характеристики и в дальнейшем описываются совместно.
Это темно-серые, зеленовато-серые или черные породы с массивной, реже пористой текстурой и порфировой или крупнопорфировой структурой. По минеральному составу вкрапленников среди них выделяются плагиоклаз-клинопироксен-оливиновая, плагиоклазовая и плагиоклаз-оливиновая с клинопироксеном разности. Первые два петрографических типа встречаются преимущественно среди базальтов и андезито-базальтов древней постройки (Мутновский-1), тогда как последняя свойственна только для базальтов вулкана Мутновский-IV.
Плагиоклаз является доминирующим минералом-вкрапленником, образующим крупные (до 2.5 мм) и мелкие (доли миллиметров) удлиненно-таблитчатые, реже таблитчатые кристаллы битовнита (86-71 % мол. An) или анортита (90-93% мол. An) (рис. 3.14). Последние наиболее часто встречаются в базальтах древней постройки (Q3 ). Для кристаллов характерна зональность (рис. 3.15) нормального типа (71-92 % мол. An для центральных и 66-51 % мол. An для внешних частей). К их краям увеличивается также содержание ортоклазовои молекулы, но снижаются концентрации глинозема и железа (м. приложение табл. 3.7). Иногда ядра крупных зерен анортита (92 % мол. An) резорбированы, содержат включения вулканического стекла и окружены каймой более кислого плагиоклаза (48-49 % мол. An). Отдельные фенокристы плагиоклаза в магнезиальных базальтах обнаруживают обратную зональность (74-59 % мол. An в центральной и 81-66 % мол. An в краевой части) (рис. 3.16).
. Вкрапленник плагиоклаза с прямой зональностью. JXA-5A. А - общий вид вкрапленника, Б -фрагмент вкрапленника и линия профиля I-II, В - кривые изменения распределения Са, Al, Si и Na по профилю 1-М Базальт (обр. 1538), поток, в. Мутновский-І.
Оливин образует как крупные, так и мелкие порфировые выделения (0.8-2мм), отвечающие по составу хризолиту (70-79 мол. % Fo), реже гиалосидериту (60-70 мол. % Fo). В магнезиальных базальтах иногда встречаются крупные кристаллы с содержанием форстеритового минала до 80-82 мол. % (см. приложение табл. 3.8). Зональность вкрапленников и микролитов обычно прямая (рис. 3.17). Внешние зоны (71-70 % Fo) имеют более железистый состав (68-65 % мол. Fo) с одновременным возрастанием концентраций СаО и МпО. Изредка, в магнезиальных базальтах встречаются кристаллы с обратной зональностью (71-72 % мол. Fo в центральной части и 73- 75 % мол. Fo в краевой части) (рис. 3.18).
Клинопироксен присутствует в виде мелких, реже крупных зерен таблитчатой формы, отвечающих по составу авгиту (Wo36-43, Еп4з-44, Fs16.20) (рис. 3.19). Выделено две группы минералов. Первая представлена кристаллами авгита с высокими концентрациями ТЮ2 (0.52-0.87 мас. %), А1203 (3.83-4.19 мас. %) и СаО (19.5-21 мае. %). Обнаружены они преимущественно в глиноземистых базальтах древней постройки вулкана Мутновский-I. Микрозондовое профилирование показало, что в некоторых клинопироксенах этой группы проявлена резкая прямая зональность, связанная с обогащением краевых частей кристалла ферросилитовым компонентом и уменьшением содержания СаО и А12Оз (см. приложение табл. 3.9).
Клинопироксенам второй группы, наиболее распространенным среди магнезиальных базальтов современной постройки вулкана Мутновский-IV, свойственны низкие содержания А12Оз (1.81-2.81 мае. %), Ті02 (0.41-0.53 мас. %) и оксида кальция (17.6-18.5 мае. %). В них наблюдается как прямая, так и обратная зональность (см. приложение табл. 3.8).
В отличие от базальтов, средние и умеренно-кислые породы встречаются только среди вулканитов древней постройки, где слагают небольшие потоки и дайки андезитового, андезито-дацитового и дацитового составов.
Андезиты и андезито-дациты - темно-серые или черные породы с массивной текстурой и мелкопорфировой или афировой структурой. Парагенезис минералов-вкрапленников представлен плагиоклазом, орто- и клинопироксеном.
Плагиоклаз слагает довольно крупные и мелкие фенокристы, по составу отвечающие лабрадору (67-56 % мол. An) или андезину (44-35 % мол. An). Встречаются кристаллы плагиоклаза с резорбированой центральной частью. Довольно часто вкрапленники минерала обнаруживают зональность обратного типа с возрастанием анортитового минала от центра (56-35 % мол. An) к краю (65-49 % мол. An) зерна. Одновременно к краям кристаллов падает содержание ортоклазовой молекулы, но увеличивается концентрация FeO и AI2O3. Некоторые зональные вкрапленники имеют округлые очертания.
Клгтопироксен образует довольно крупные и мелкие незональные кристаллы шестоватой формы, которые по составу классифицируются как авгит (Wo44-4i ЕП41-43 Fsi6-i4)- Отдельные вкрапленники окружены каймой из зерен пижонита. В некоторых образцах обнаружены фрагменты вкрапленников эндиопсида (W042 En48 FS9.7).
Ортопироксен представлен небольшими кристаллами идиоморфного и гипидиоморфного облика, отвечающие по составу гиперстену (W04.1 Еп67-58 Fs39-3o)- Иногда вкрапленники обнаруживают слабую зональность обратного типа (см. приложение табл. 3.9). Помимо гиперстена в андезитодацитах встречаются мелкие единичные зерна бронзита (W04 Еп7з FS24).
Вулканический хребет Двугорбая-Скалистая-Каменная
Преобладающим типом пород вулканического хребта являются андезиты, андезито-дациты, дациты, хотя в небольшом количестве присутствуют и более кислые разности вплоть до риолитов. Базальты и андезито-базальты в пределах хребта распространены незначительно.
По содержанию К20 лавы основного состава относятся к умереннокалиевой известково-щелочной, а часть из них — к низкокалиевой серии (рис. 4.4.Б). По своим петрохимическим параметрам первые являются высокоглиноземистыми разностями (al= 1.20-1.60) калиево-натриевого ряда (Na207K20= 1.80-3.60), тогда как низкокалиевые базальты характеризуются более низкой глиноземистостью (al= 1.0-1.20) и высоким отношением Na20/K20 (5.7-12.5). На диаграммах Si02 - FeO /MgO (рис. 4.5.А) и AFM (рис. 4.5.Б) фигуративные точки двух типов основных лав располагаются в поле толеитовой серии, либо вблизи границы толеитовой и известково-щелочной серий.
Фигуративные точки андезитов, андезито-дацитов, дацитов и риолитов вулканического хребта на диаграмме сумма щелочей — кремнезем проектируются в поле пород нормальной щелочности. По содержанию К20 все породы соответствуют умереннокалиевым разностям известково-щелочной серии, располагаясь на диаграммах Si02 - FeO /MgO и AFM (рис. 4.5.А, Б) в поле известково-щелочных магм. При этом андезиты и андезито-дациты принадлежат к высокоглиноземистым (al=l .3-1.5), а более кислые вулканиты - весьма высокоглиноземистым (al=2.0-3.36) разностям калиево-натриевого ряда (Na20/K20 2.12-3.81).
С ростом кремнекислотности в породах вулканического хребта закономерно падают концентрации суммарного железа, А12Оз, MgO, СаО, Ті02, и возрастают - щелочей, особенно К20 (см. приложение табл. 4.3; рис. 4.6).
Петрохимические данные свидетельствуют о сокращении разнообразия составов пород вулкана Горелый во времени. Дифференцированная базальт -андезито-базальт - андезит - дацит - риодацитовая (с преобладанием дацитов) ассоциация, характерная для ранних этапов развития вулкана (докальдерный и ранний посткальдерный комплексы), сменяется менее дифференцированной базальт - андезито-базальт - андезитовой (с преобладанием андезито-базальтов) на раннем (І-ІІІ циклы) и завершающем (V-VI циклы) этапах развития современной постройки.
Базальты докальдерного (Q2) и раннего посткальдерного (Q3 ) комплексов в. Горелый по содержанию большинства петрогенных элементов близки между собой, несколько отличаясь содержаниями P2Os и Na20.
В отличие от более древних лав, базальтоиды I-III циклов развития современной постройки (Q34- Q/) имеют повышенное содержание Na20, К20, MgO, Si02 и пониженное - СаО. Вулканиты рифтовой зоны (Q43 -Q/) содержат больше ТЮ2, К2Оэ P2Os и несколько меньше - А12Оз, чем базальты ранних циклов формирования современной постройки (Q3 -Q4 ) Таким образом, наблюдается постепенное увеличение содержаний К20 и Ті02 от древних основных лав вулкана к молодым.
Для вулкана Мутновский также свойственна отчетливая тенденция сокращения разнообразия пород во времени. Наиболее широкий диапазон составов (от базальтов до дацитов) присущ древней постройке в. Мутновский (Q32), молодая постройка вулкана (Cb4-Q4) сложена исключительно базальтами и андезито-базальтами. Основная тенденция изменения петрохимических характеристик базальтов в. Мутновский во времени выражена в снижении концентрации Na20, Ті02, АЬОз и увеличении - CaO, MgO.
Несмотря на близость эволюционных рядов и возраста формирования базальты древней постройки в. Мутновский (Q3 ) отличаются от аналогичных лав докальдерного (Q2) и раннего посткальдерного комплексов (СЬ3 4) в. Горелый повышенными содержаниями А120з, Na20 и пониженными - Р2О5, MgO. Для молодых базальтов в. Мутновский присущи более высокие содержания CaO, MgO, чем вулканитам современной постройки в. Горелый, но низкие - Na20, Ti02, К20, Si02. Умеренно кислые породы древних построек вулканов Мутновский и Горелый различаются между собой только по К20 и Na20.
В базальтах вулканического хребта Двугорбая-Скалистая-Каменная, в сравнение с лавами древней постройки в. Мутновский отмечены более низкие содержания Na20, ТЮ2 и более высокие — MgO при сходных концентрациях прочих элементов. В то же время по концентрации большинства петрогенных компонентов они близки к основным лавам молодой постройки вулкана Мутновский, различаясь только по содержанию алюминия и магния.
Небольшие петрохимические различия наблюдаются также между умеренно кислыми породами рассматриваемых структур. В частности андезито-дацитам и дацитам вулканического хребта свойственны более низкие содержания фосфора и несколько повышенные - магния и калия. По сравнению с андезито-дацитами и дацитами докальдерного и раннего посткальдерного комплексов в. Горелый в них несколько повышено содержание MgO, CaO, а количество ТІО2, Na20, Р2О5 понижено.
В вулканитах докальдерного комплекса концентрации когерентных элементов (Ni, Cr, Со, V) изменяются в широких пределах, проявляя при этом хорошо выраженную зависимость от содержания кремнезема и магния (рис. 4.7). Наиболее высокие концентрации Ni характерны для базальтов (около 33 г/т), а наиболее низкие - для дацитов (6 г/т). Содержание Сг в основных эффузивах составляет около 80 г/т, уменьшаясь до 5-12 г/т в андезитах и остается примерно на том же уровне (около 10 г/т) в дацитах. Концентрация Со составляет около 24 г/т в базальтах, 14-10 г/т в андезитах и 9-3 г/т в дацитах. Аналогичным образом ведет себя V. В базальтах содержание этого элемента составляет около 230 г/т, в андезитах колеблется от 146 до 165 г/т, а в дацитах - 110-135 г/т.
Крайне низкий, иногда близкий к нулю, уровень концентраций Ni, Cr и Со в андезито-дацитах и дацитах древней постройки хорошо согласуется с петрографическими особенностями вулканитов - низким содержанием темноцветных минералов.
Содержания некогерентных элементов (Rb, Ва, Sr, Zr, Th, U, Cs и Y) в связи с их тенденцией накапливаться в остаточной магматической жидкости, как правило, наиболее высоки в породах с повышенным содержанием кремнезема и калия. В этой связи в вулканитах древней постройки, по мере падения основности пород, прослеживается отчетливая тенденция к накоплению Rb, Ва, Zr, Th, U и Y (рис. 4.8; 4.9). Содержание Cs в описываемых вулканитах вначале возрастает до 2 г/т в андезито-дацитах, а затем в дацитах вновь падает до 0.92 г/т.
