Особенности вещественного состава ультраосновных ксенолитов

2. Особенности вещественного состава ультраосновных ксенолитов.

1. Валовый состав и геохимические особенности ксенолитов.

В таблице 1 представлены валовые составы пород включений. Дуниты и гарцбургиты ксенолитов вулканов Шивелуч и Харчинский отличаются чрезвычайно низкими содержаниями Al2O3 и CaO по сравнению с аналогичными породами Авачинского вулкана (табл.1 , NN11,6 и 1-3). В этом они сходны с плутоническими дунитами Центральной Камчатки (табл.1 , N23). Однако, в лерцолитах и тем более в пироксенитах эти отличия нивелируются. По содержанию CaO некоторые гарцбургиты ксенолитов Авачинского вулкана (табл.1 , N3), близки к плутоническим гарцбургитам Восточной Камчатки (табл.1 , N22), но отличаются от них повышенной глиноземистостью. Повышенной железистостью и титанистостью характеризуются гарцбургиты района вулкана Бакенинг (табл.1 , N17). Пироксениты первых четырех вулканов имеют широко варьирующий состав и не отличаются друг от друга. Аномально высокими содержаниями Al2O3, TiO2 и Na2O при пониженной кальциевости характеризуется один из амфиболитизированных пироксенитов Шивелуча (табл.1 , N16). По ряду характеристик он приближается даже к составу черных пироксенитов района вулкана Бакенинг (табл.1 , NN20,21). Пироксениты этого района составляют особую группу. Обычно они отличаются повышенной железистостью, высокими содержаниями Al2O3, TiO2 и Na2O (особенно - в некоторых "черных" пироксенитах), низкими значениями для SiO2 и CaO. Плутонический пироксенит Центральной Камчатки (табл.1 , N24) при высокой магнезиальности (такой же как в ксенолитах гарцбургитов) обладает низкой глиноземистостью и натровостью, но повышенной кальциевостью.

Данные о редкоэлементном составе рассматриваемых пород представлены в таблице 2 . Уменьшение магнезиальности ксенолитов обычно сопровождается возрастанием концентраций Zr, Y, Sr, V, Sc и уменьшением Ni, Co, Cr. Однако встречаются и аномальные образцы. Например, резко повышенными концентрациями Ni, Co и V отличается интенсивно амфиболитизированный пироксенит Шивелуча (табл.2 , N16). Гарцбургиты Авачинского вулкана (табл.2 , NN1-3) по сравнению с дунитами и гарцбургитами вулканов Шивелуч и Харчинский (табл.2 , NN6,11) характеризуются повышенными концентрациями Ni, Cr, V, соизмеримыми с таковыми в альпинотипных гарцбургитах (табл.2 , N22). Содержания микрокомпонентов в плутоническом пироксените Центральной Камчатки (табл.2 , N24) близки к подобным концентрациям в наименее амфиболитизированном пироксените Шивелуча (табл.2 , NN 15).

Минералогические особенности ксенолитов гипербазитов в лавах Камчатских вулканов уже рассматривались в ряде публикаций [15,16,18,21,32,33,44]. Поэтому подробно остановимся на характеристике только наиболее информативных минералов - шпинелей и пироксенов. Минералы рассматриваемых включений были проанализированы с использованием рентгеновского микроанализатора "Camebax" в Институте вулканологии ДВО РАН (аналитик В.М.Чубаров), а также в Геттингенском университете (аналитик Т.Г.Чурикова).

 Шпинелиды. Ксенолиты ультрамафитов характеризуются наличием как собственно шпинелей, так и титано-магнетитов. Первые распространены в дунитах, гарцбургитах, верлитах всех трех ассоциаций, а также в пироксенитах, ассоциирующих с базальтоидами внутриплитного геохимического типа (район вулкана Бакенинг). Вторые встречаются преимущественно в пироксенитах дунит-верлит-пироксенитовой ассоциации. Кроме того, титано-магнетиты в виде минералов-узников в оливине были обнаружены в некоторых гарцбургитах Харчинского вулкана, а хромистые титано-магнетиты - в клинопироксенах из гарцбургитов вулкана Шивелуч. Составы шпинелей варьируют в широких пределах от глиноземистых герцинитов до хромистых пикотитов (табл.3 ). Обычно в ксенолитах одного и того же состава могут присутствовать несколько разновидностей шпинели. По размерности можно выделить три генерации этого минерала: 1)порфировидную (порфиробластовую?) с размером зерен до 3-4 мм, резко выделяющуюся на фоне средне - или мелкозернистого оливин-ортопироксенового агрегата (некоторые гарцбургиты Авачинского вулкана); 2) "акцессорную", зерна которой размером от долей мм до1-1,5 мм заполняют промежутки между образованиями других минералов; 3) реликтовую, заключенную в зернах других минералов (оливинов, клинопироксенов) или шпинелей более поздних генераций и имеющую размеры от 20-30 мк до 100-150 мк. Различаются составы минерала не только разных ассоциаций включений, но и различных генераций. Как видно на рисунке 3, поля фигуративных точек шпинелей из ксенолитов различных ассоциаций группируются в виде трех рядов, для каждого из которых с ростом железистости намечается тенденция перехода от более глиноземистых к менее глиноземистым шпинелям, титано-магнетитам и магнетитам. Первый ряд отражает изменение состава этого минерала в "черных" пироксенитах. Второй ряд характеризует эволюцию состава шпинелей в гарцбургитах и верлитах района Бакенинга и реликтовых герцинитов из ксенолитов Харчинского вулкана. Сюда же попадают также точки составов шпинелей из плутонических альпинотипных гипербазитов восточной Камчатки. Глиноземистые шпинели этих двух рядов проходят сравнительно простой путь эволюции. С ростом железистости минерала уменьшается количество глинозема и магния, увеличивается содержание железа, марганца и титана. При этом степень окисленности железа возрастает незначительно, либо даже уменьшается (табл.3 , NN13-14,25-32). Поэтому здесь проявляется главным образом замещение типа Al+3 Cr3.

 Третий ряд эволюции образован полями хром-алюминиевых или хромистых шпинелей дунитов, гарцбургитов и вебстеритов, а также титано-магнетитами и магнетитами из пироксенитов вулканов Авачинский, Харчинский, Ключевской и Шивелуч. Сюда же попадают точки магнетитов из плутонических гарцбургитов.

Картина изменения составов хромсодержащих шпинелей более сложная. В общем случае наблюдаются следующие закономерности. С ростом железистости минерала происходит уменьшение содержания в нем глинозема (рис.4 ), количество хрома при этом сначала возрастает, затем в области значений F/FM=45-60% стабилизируется и при дальнейшем возрастании этой характеристики резко падает (рис.5 ). Инверсия в поведении хрома отражается и в характере изменения глиноземистости минерала. Одновременно меняется и степень окисленности железа. Возрастание хромистости в шпинелях из авачинских гарцбургитов происходит на фоне уменьшения степени окисленности железа от 0,4-0,45 до 0,1-0,3 (табл.3, NN1-4). Резкое падение содержания Cr2O3 в шпинелях верлитов сопровождается возрастанием отношения Fe2O3/FeO до 0,9-1 (табл.3 , N7). В шпинелях из ксенолитов Шивелуча это отношение сначала убывает от 0,5 до 0,3, а затем резко возрастает до 1,1 при железистости около 65% и до 1,5 в хромистых магнетитах при F/FM=75-76%. Очевидно, здесь меняется характер замещения трехвалентных компонентов: на ранней стадии при низкой активности кислорода оно происходит преимущественно по схеме Al+3 Cr+3 , а затем в связи с возрастанием окисленности шпинели по схеме Cr+3 Fe+3 и в меньшей степени для Al и трехвалентного железа. В "доинверсионной" шпинели содержание титана очень низкое и значительно возрастает при уменьшении хромистости и росте отношения Fe2O3/FeO, особенно в титано-магнетитах (табл.3, NN7,9,10,16,17,22-24). Содержание MgO во всех случаях уменьшается с ростом железистости минерала.

 Попытаемся теперь разобраться в столь сложном вопросе о том, какие причины вызывают изменение состава шпинелей. Прежде всего, необходимо помнить, что наблюдаемые на рис.3 ряды, в первую очередь, отражают характер изменения состава минералов при переходе от фации шпинелевых лерцолитов (поле шпинелей из ксенолитов в базанитах Вьетнама в верхней части диаграммы) к условиям оливин-плагиоклазового равновесия. Подобного рода преобразования шпинелей подробно были изучены одним из авторов настоящей статьи [15]. На рис.4 и 5 показан характер изменения глиноземистости и хромистости шпинелей из лерцолитов Вьетнама при их декомпрессионной перекристаллизации вплоть до плавления образца ксенолита. Переход от центральных, практически неизмененных частей зерен, к краевой каемке и далее - к обособленной, расположенной уже в стекле реликтовой или новообразованной фазе в этих ксенолитах сопровождается уменьшением глиноземистости и возрастанием хромистости минерала. Одновременно возрастает содержание TiO2 (от 0,01-0,3 до 0,9-1,0%) и степень окисленности железа (от 0,1 до 0,5). Такой путь эволюции можно предположить для обьяснения особенностей изменения состава шпинелей первых двух рядов на рис.3 , а также для наиболее глиноземистых шпинелей Шивелуча (с изменением содержания Al2O3 от 34 до 24%, рис.4 ), если сравнивать их с менее глиноземистыми и более хромистыми генерациями (табл.3 , NN18,19). Связаны ли тренды изменения составов всех "доинверсионных" шпинелей с их декомпрессионной перекристаллизацией? Например, поля составов этого минерала в авачинских гарцбургитах также характеризуются уменьшением глиноземистости и возрастанием хромистости по мере увеличения его железистости (рис.6 и 7 ) Зональность большинства зерен шпинелей здесь, однако, принципиально другая, чем это проявлено в минералах вьетнамских ксенолитов. Она идет "от стекла", а не "к стеклу", как в случае с вьетнамскими шпинелями. Такая зональность не могла образоваться в результате декомпрессионной перекристаллизации и плавления ксенолитов. Практически весь ряд генераций шпинелей авачинских гарцбургитов содержит многочисленные округлые микровключения частично раскристаллизованного и закаланного с образованием силикатных стекол материала. Судя по их морфологии, характеру распространенности и составу мы имеем здесь дело с первичными расплавными включениями. Тренд изменения составов шпинелей, содержащих эти включения, и их зональность в общих чертах согласуются с общим трендом эволюции этого минерала в большинстве авачинских гарцбургитов. Следовательно, этот тренд характеризует изменение составов минерала в ходе его магматической кристаллизации. Возрастание глиноземистости и уменьшение хромистости здесь сопровождается некоторым увеличением степени окисленности железа (от 0,1 до 0,4-0,5) и возрастанием содержания MgO в минерале. Как правило, величина отношения Fe2O3/FeO обратно коррелируется с величиной содержания MgO в шпинелях. Возрастание этого отношения с ростом железистости минерала обычно обьясняется понижением температуры и возрастанием фугитивности кислорода fO2. В данном случае мы имеем дело либо с повышением температуры, либо с внедрением новой порции более магнезиального расплава. Сходные с только что рассмотренными тренды наблюдаются также для некоторых "доинверсионных" шпинелей в гарцбургитах Шивелуча и Ключевского вулкана (рис.4 и 5). Этим доказывается и здесь возможная изначально магматическая природа некоторых наиболее ранних генераций этого минерала. Возвращаясь опять к рис.6 , можно заметить присутствие среди авачинских шпинелей небольшого числа генераций с обратной по отношению к общему тренду зональностью по глинозему. Анализ поведения хрома при этом показывает (рис.7 ), что зональность эта бывает двух типов. В одном случае уменьшение глиноземистости сопровождается возрастанием хромистости минерала. Отношение Fe2O3/FeO при этом немного уменьшается от 0,48 до 0,36, и состав шпинели стремится приблизиться к наиболее хромистым и наименее глиноземистым генерациям этого минерала в интенсивно перекристаллизованных ксенолитах с роговиковой текстурой (табл.3 , N6). Степень окисленности железа здесь также сравнительно невысокая 0,40-0,47. Это относительно "сухой" путь вторичной перекристаллизации рассматриваемого минерала. Второй тип зональности характеризуется тем, что уменьшение глиноземистости шпинели сопровождается падением содержания хрома и значительным возрастанием степени окисленности железа от 0,39 до 0,95. Это относительно "мокрый" путь вторичной перекристаллизации минерала. Только в этом случае составы шпинелей ксенолитов приближаются к составам подобных минералов альпинотипных гипербазитов. Последние, правда, при этом имеют степень окисленности железа не более 0,2. Второй тип зональности авачинских шпинелей, с тем же уровнем нарастания степени окисленности железа, характерен для всех постинверсионных шпинелей, широко представленных среди высокомагнезиальных ксенолитов на вулкане Шивелуч, встречающихся на Харчинском и Ключевском вулканах. Такой тип зональности обычно наблюдается в шпинелях при падении температуры и увеличении фугитивности кислорода. Эта зональность может быть первичной, образовавшейся при росте шпинели из расплава, либо быть связанной с процессами перекристаллизации этого минерала при меняющейся физико-химической обстановке. Несколько слов следует сказать в отношении акцессорных шпинелей, которые были встречены в одной из пироксенитовых жил, секущих авачинский гарцбургит (табл.3 , N5).

По сравнению с "магматическими" шпинелями, содержащими расплавные включения, шпинели из жилы несколько обеднены Al2O3 и характеризуются повышенной степенью окисленности железа (0,4-0,5), так же, как и шпинели гарцбургитов с роговиковой структурой (табл.3 , N 6). Таким образом, жильные шпинели весьма схожи с теми генерациями рассматриваемого минерала, которые испытали "мокрый" путь вторичной перекристаллизации.

Клинопироксены. Являются также сквозными минералами почти во всех типах включений. Содержание его в зависимости от типа породы колеблется от единичных зерен до 99-100%. В наиболее распространенных среди магнезиальных разностей ксенолитов - гарцбургитах на долю этого минерала приходится не более 3-5%. В единичных образцах лерцолитов содержание его повышается до 5-6%, а в некоторых интенсивно перекристаллизованных разностях с роговиковыми структурами клинопироксен исчезает совсем. Преобладающим минеральным видом является диопсид, и только некоторые наиболее железистые пироксениты района Бакенинга представлены титан-авгитом. Как видно из таблицы 4 , состав клинопироксена в первую очередь зависит от состава вмещающей породы. Так, наиболее магнезиальные генерации этого минерала обычно присутствуют в гарцбургитах и магнезиальных вебстеритах, а наиболее железистые, как правило, - в пироксенитах и верлитах. Исключение составляют жилы пироксенитов в Авачиских гарцбургитах, которые характеризуются весьма магнезиальным пирок-сеном (табл.4 , NN4 и 8). С ростом железистости минерала обычно увеличивается его глиноземистость. Это наиболее общий признак, отклонение от которого свидетельствует о каких-то специфических условиях кристаллизации (или перекристаллизации) пироксена. Например, общее возрастание глиноземистости клинопироксенов в ряду Авачинских ксенолитов (табл.4 , NN1-14) нарушается в сторону более низких значений для жильных пироксенитов (табл.4 , NN4 и 8). Аномально низкая глиноземистость сопровождается здесь уменьшением содержания Cr, а в одном из образцов (табл.4 , N4) - резким возрастанием содержания Ca. Высокая магнезиальность, наряду с пониженной глиноземистостью свидетельствуют о том, что главным механизмом образования жильных пироксенитов, скорее всего, была вторичная собирательная перекристаллизация гарцбургитов. При этом анализ изотопных характеристик [19] указывает на то, что в некоторых образцах (табл.4 , N8) этот процесс сопровождался флюидным метасоматическим обогащением. Аномально высокая глиноземистость и хромистость наблюдается в клинопироксенах дочерних генераций (табл.4 , N6 и 10), а также в тех пироксенах, которые образовались после шпинели-консерванта (табл.4 , N1 и 2). Это может быть связано с их резко пониженной железистостью и обусловлено теми же причинами, которые вызвали рост магнезиальности авачинских шпинелей на ранней, "магматической" стадии их эволюции.

 В ряду клинопироксенов из ксенолитов Шивелуча последовательное нарастание глиноземистости с ростом железистости нарушается в сторону ее понижения для интенсивно амфиболитизированных пироксенитов (табл.4 , NN25-27 и 29), которые выделяются также более высоким содержанием Na2O и почти во всех образцах - CaO. Только в ксенолитах Ключевского вулкана изменение глиноземистости клинопироксенов по отношению к их железистости имеет бессистемный характер.

Различия в составах этого минерала (в координатах Na-Al) и трендах его эволюции для ксенолитов разных ассоциаций можно видеть при рассмотрении рис.8 . Клинопироксены района Бакенинга характеризуются наибольшей натровостью и глиноземистостью, а также высокой титанистостью и пониженной кальциевостью (рис.8 , А; табл.4, NN30-34). Эволюция состава этого минерала заканчивается очень эффектным трендом в области его вторичной перекристаллизации, который характеризуется резким понижением глиноземистости при почти постоянной натровости. Для гарцбургитов и пироксенитов Шивелуча характерен довольно узкий интервал изменения содержания глинозема в клинопироксенах при значительных вариациях его натровости (рис.8 , Б). При этом эволюция большинства генераций происходит в сторону некоторого уменьшения глиноземистости, но резкого возрастания концентраций Na, особенно на границе с амфиболом. Эта тенденция наиболее ярко проявлена в пироксенитах, но намечается также и в гарцбургитах. Клинопироксены из ксенолитов Авачинского вулкана характеризуются в целом низкими содержаниями Na и варьирующими - Al (рис.8 , В и Г). Во многих образцах намечается прямая корреляционная зависимость между этими характеристиками. Зональность в авачинских клинопироксенах проявлена гораздо слабее, чем на Шивелуче. В гарцбургитах (рис.8 , В) она не отмечена вовсе. Однако, если минералы-узники в шпинели рассматривать в виде ранних генераций, а пироксены цементирующего шпинели агрегата - в качестве поздних генераций, можно наметить общий тренд эволюции этого минерала в гарцбургитах, который характеризуется уменьшением натровости и глиноземистости. Железистость минерала при этом уменьшается от 9,8-10 до 5,8%%. Сходный тренд, вероятно, проявлен и для пироксенов жильных пироксенитов. Отдельные образцы верлитов и вебстерита характеризуются обособленными полями составов клинопироксенов (рис.8 , Г). При этом наиболее натровые составы пироксенов наблюдаются в образце, содержащем расплавные и флюидные включения. Переход от генераций этого минерала, содержащих микровключения, к генерациям, где они обнаружены не были, в общем случае сопровождается уменьшением натровости, глиноземистости и железистости минерала. По сути дела, здесь наблюдается тот же тренд, что и в гарцбургитах. В таком случае клинопироксены вебстеритов отражают, вероятно, наиболее позднюю стадию эволюции этого минерала.

Ортопироксены. Магнезиальный энстатит является вторым по распространенности (после оливина) минералом гарцбургитов и дунитов. В виде единичных, но достаточно крупных (до 300 на 400 мк) кристаллов встречается также в верлитах и пироксенитах, чаще в ксенолитах Авачинского вулкана, очень редко на вулкане Шивелуч. Выделенный по убывающей магнезиальности ряд клинопироксенов (табл.4 ) в общих чертах повторяется и для ортопироксенов (табл.5 ), хотя эти вторые заметно более железистые. Содержание глинозема здесь в общем случае также прямо коррелируется с железистостью минерала. Нарушение этой закономерности в сторону понижения глиноземистости в ряду авачинских ксенолитов наблюдаетя для ортопироксенов жил, а также в образце интенсивно перекристаллизованного гарцбургита с роговиковой структурой (табл.5 , NN2,10,12). Для большинства этих генераций минерала (за исключением флюидно обогащенного образца P-1) отмечается также аномальное понижение хромистости. Этими особенностями лишний раз подчеркивается вывод о происхождении пироксенитовых жил в основном за счет вторичной перекристаллизации гарцбургитов. Аномально пониженной глиноземистостью, сопровождающейся возрастанием магнезиальности минерала, характеризуются также ортопироксены в участках интенсивной перекристаллизации из ксенолитов Харчинского вулкана и Шивелуча (табл.5 , NN18 и 21). Изменение содержания хрома при этом практически не наблюдается на фоне общего более низкого содержания этого компонента в ортопироксенах из ксенолитов этих вулканов. Максимальные содержания Cr при повышенной глиноземистости имеют энстатиты дочерней фазы в шпинелях авачинских ксенолитов (табл.5 , NN3 и 13). Такое обогащение можно было бы обьяснить как результат диффузионного обмена с высоко хромистым минералом-консервантом. Однако, повышенное содержание хрома имеют также ортопироксены-узники, а также генерацииэтого минерала, образовавшиеся после шпинели-консерванта (табл.5 , NN1, 4-6). Это свидетельствует, вероятно, об изначально высоких концентрациях этого компонента в расплаве.

Ортопироксен заметно более зонален, чем клинопироксен. В нем проявлена зональность двух типов. Первый тип характеризуется возрастанием к краям зерен железистости и содержания Al и Ca. Это первичная зональность, которая отражает особенности изменения этих компонентов при переходе от более магнезиальных к более железистым разностям ксенолитов. Второй, также широко распространенный тип, выражается в уменьшении железистости, глиноземистости и обычно хромистости, в краевых или более мелкозернистых генерациях этого минерала. Эти особенности свидетельствуют о вторичной природе этого типа зональности, связанной с процессами перекристаллизации ксенолитов.