Источники островодужных магм и эволюция островодужного вулканизма.

П.Ю.Плечов

Геологический факультет Московского Государственного Университета имени М.В.Ломоносова

Предлагается для обсуждения геодинамическая модель развития островодужной системы, которая удовлетворительно объясняет специфику проявления различных островодужных магматических серий, связывая изменение характера вулканизма в различных зонах островной дуги с вовлечением дополнительных источников магмогенерации по мере эволюции островодужной системы. Выделяется несколько стадий развития островодужной системы, каждая из которых характеризуется собственной формацией вулканических пород.

На стадии примитивной островной дуги доминирует один источник магмогенерации, связанный с плавлением мантийного клина под воздействием флюида, отделяющегося от субдуцированной океанической плиты. При этом образуются магнезиальные низкокалиевые базальты, с ярко выраженной островодужной геохимической спецификой за счет привнесения легкомобильных компонентов флюидом из субдуцированной плиты.

По мере эволюции островной дуги постепенно увеличивается мощность островодужной коры, что приводит к возможности дифференциации магм при их подъеме. Островодужная кора примитивных островных дуг сложена преимущественно вулканогенным материалом, который легко подвергается метаморфизму фации зеленых сланцев. Глобальный масштаб низкотемпературного метаморфизма островодужных вулканитов демонстрируется тем, что практически все вулканические породы островных дуг старше нескольких млн. лет частично или полностью метаморфизованы. По мере формирования островодужной коры и накоплению вулканитов, нижние части коры подвергаются метаморфизму амфиболитовой фации, т.е. островодужная кора в момент перехода от стадии примитивной островной дуги к стадии развитой островной дуги, сложена не базальтами, а метаморфизованными в зеленосланцевой и амфиболитовой фациях породами.

Характерный для стадии развитой островной дуги большой объем кислых вулканитов и андезитов объясняется появлением новой области магмогенерации за счет частичного плавления островодужной коры [Tamura,Tatsumi,2002; Dufek, Bergantz,2005]. При частичном плавлении зеленых сланцев образуются кислые расплавы [Montel,Vielzeuf,1997]. При частичном плавлении амфиболитов при низких давлениях также образуются кислые расплавы [Johannes,Holtz,1996; Nakajima, Arima,1998; Lupulesku, Watson,1999] или амфиболиты подвергаются гранитизации [Selbekk et al.,2002]. Эксперименты [Rapp,Watson,1995; Gardien et al.,2000] и численное моделирование [Kimura et al.,2002] показали, что в водонасыщенной системе при давлениях 8-10 кбар, соответствующих низам островодужной коры развитых островных дуг возможно плавление амфиболитов с образованием андезибазальтовых и даже базальтовых (при больших степенях плавления) расплавов. При этом, амфибол остается в рестите от плавления. Если, в качестве субстрата выступают амфиболиты, которые по химическому составу соответствуют магнезиальным базальтам примитивных островных дуг то, образующиеся расплавы будут существенно менее магнезиальны, чем исходный субстрат. Кроме этого, наличие амфибола в рестите связывает существенную часть легких REE, Nb, Ti и калия. Таким образом, при плавлении вещества примитивных островных дуг в условиях низов мощной островодужной коры появляются магмы, обладающие всеми специфическими чертами низкокалиевых серий вулканических фронтов развитых островных дуг.

Вполне вероятны случаи, при которых магмогенерация происходит одновременно на нескольких уровнях островодужной системы: 1) в мантии, за счет привнесенного флюида продолжают образовываться магнезиальные низкокалиевые базальты 2) в нижних частях островодужной коры происходит плавление амфиболитов с образованием низкокалиевых магм 3) в средних и верхних частях островодужной коры происходит генерация кислых магм. Поднимающиеся магмы из различных источников могут взаимодействовать друг с другом на уровне промежуточных очагов и изливаться в одних и тех вулканических центрах, образуя гибридные породы. Поэтому, четкое разделение вулканитов по типам магмогенерации возможно не для всех вулканических центров.

В предлагаемой модели переход от стадии развитой островной дуги к зрелой островной дуге связывается со смещением зоны субдукции по направлению к океану. Такое смещение характерно для подавляющего большинства известных островных дуг и обуславливает их двучленное строение. Фронтальная дуга начинает формироваться по сценарию, описанному выше, тогда как бывший вулканический фронт, оказавшийся в тыловой зоне, претерпевает дальнейшую эволюцию. На этой стадии вулканическая деятельность, связанная с привносом флюида из субдуцированной плиты в мантию, практически прекращается и может носить только реликтовый характер. Строение коры этой зоны островодужной системы характеризуется дифференцированными частично метаморфизованными вулканитами в верхних структурных ярусах и породами, оставшимися от частичного плавления островодужной коры в нижних структурных ярусах. Как было рассмотрено выше, плавление в условиях низов островодужной коры может приводить к накоплению амфибола в рестите, что при условии частичной дегидратации и дальнейшего метаморфизма приводит к образованию пироксенитов, или амфиболовых пироксенитов. [Kelemen et al., 2003] показали на основе масс-баланса островодужной системы и детально изученных разрезов палеодуги Талкитна (Аляска), что для низов островодужной коры характерно присутствие пироксенитов. Если эти пироксениты образовались как реститы при генерации низкокалиевых серий вулканического фронта, то они по составу должны быть комплементарны этим сериям - обогащены калием, титаном, ниобием и легкими REE по сравнению с первоначальными амфиболитами, отвечавшими по составу островодужным базальтам примитивных островных дуг. [Jull,Kelemen, 2001] показали, что в условиях нижней части островодужной коры пироксениты будут тяжелее, чем подстилающая их мантия при достижении некоторой критической мощности островодужной коры, что приводит к их гравитационной нестабильности. Можно предположить, что стадия отмирающего вулканического фронта, на которой островодужная кора перестает подпитываться мантийными расплавами и флюидопотоками, является идеальной для создания условий, при которых происходит деламинация (по Kelemen et al.,2003) основной части пироксенитов нижней части островодужной коры. При этом, погружение блоков пироксенитов и амфиболовых пироксенитов в мантию должно вызывать формирование расплавов как за счет частичного плавления этих пироксенитов, так и за счет возмущений в мантии возникающих вследствие этого погружения. Таким образом, исходя из предложенной модели, в тыловой зоне островных дуг после перерыва в вулканической активности начинает формироваться новая область магмогенерации, связанная с деламинацией и дегидратацией пироксенитов и амфиболовых пироксенитов нижней части островодужной коры. Исходя из состава пироксенитов, рассмотренного выше, расплавы должны быть обогащены легкими REE, Nb, Ti, калием по сравнению с низкокалиевыми «типично островодужными» сериями. Такая геохимическая специфика как раз и характерна для субщелочных вулканитов, появляющихся на зрелой стадии развития островодужной системы. Вполне возможно, что теплового потока, создаваемого процессами деламинации и поднимающимися магмами, на некоторой стадии окажется достаточно, чтобы вызвать дополнительное плавление в средних и верхних частях островодужной коры, что может проявиться в появлении кислых магм. При локализации и гибридизации расплавов из разных зон магмогенерации эти кислые вулканиты также могут иметь субщелочную или даже щелочную специфику.

Таким образом, по мере эволюции дуги и развития зрелой островодужной системы к доминирующему на стадии примитивной островной дуги плавлению мантийного источника добавляются коровые источники магмогенерации. Специфика вулканических серий развитых островных дуг преимущественно определяется плавлением пород корового субстрата, таких как амфиболиты и амфиболовые пироксениты. Вследствие общей эволюции островодужной системы и последовательному смещению вулканического фронта навстречу субдуцирующей плите на зрелых островных дугах может возникать характерная геохимическая зональность синхронного вулканизма в пределах нескольких различных по условиям магмогенерации зон.

Литература:

1. Dufek J., Bergantz G. W. Lower crustal magma genesis and preservation: a stochastic framework for the evaluation of basalt–crust interaction // J. Petr., 2005, V. 46(11), p. 2167-2195.

2. Gardien V., Thompson A.B., Ulmer P. Melting of biotite + plagioclase + quartz gneisses: the role of H2O in the stability of amphibole // J. Petr., 2000, V. 41, p. 651–666.

3. Johannes W., Holtz F. Petrogenesis and Experimental petrology of granitic rocks // Heidelberg: Springer, 1996, 355 p.

4. Jull M., Kelemen P. B. (2001) On the conditions for lower crustal convective instability // J. Geophys. Res., 2001, V. 106, p. 6423–6446.

5. Kelemen P.B., Hanghoj K., Greene A.R. One view of the geochemistry of subduction-related magamatic arcs, with emphasis on primitive andesite and lower crust // In: Treatise on Geochemistry. Oxford: Elsevier–Pergamon, 2003, p. 593–659.

6. Kimura J., Johida T., Iizumi S. Origin of Low-K intermediate lavas at Nekoma volcano, NE Honshu arc, Japan: Geochemical constraints for lower-crustal melts // J.Petr., 2002, V. 48, № 4, p. 631-661

7. Lupulescu A., Watson E.B. Low melt fraction connectivity of granitic and tonalitic melts in a mafic crustal rock at 800 C and 1 GPa // Contrib Mineral Petrol, 1999, V. 134, p. 202-216.

8. Montel J.M., Vielzeuf D. Partial melting of metagreywackes. Part II: compositions of minerals and melts // Contrib Mineral Petrol., 1997, V. 128, p.176-196.

9. Nakajima K., Arima M. Melting experiments on hydrous low-K tholeiite: implications for the genesis of tonalitic crust in the Izu–Bonin–Mariana arc // Island Arc, 1998, V. 7, p. 359–373.

10. Rapp E.P., Watson E.B. Dehydratation melting of metabasalt at 8-32 kbar: implications for continental growth and crustal-mantle recycling // J. Petr., 1995, V. 36, p. 891-931.

11. Tamura Y., Tatsumi Y. Remelting of an andesitic crust as a possible origin for rhyolitic magma in oceanic arcs; an example from the Izu-Bonin Arc // J. Petr., 2002, V. 43(6), p.1029-1047.

12. Selbekk R.S., Bray C., Spooner E.T.C. Formation of tonalite in island arcs by seawater-induced anatexis of mafic rocks; evidence from the Lyngen Magmatic Complex, North Norwegian Caledonides // Chem. Geol., 2002, V. 182, p. 69–84.