Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геохимия и моделирование магматического процесса вулканов Ключевской группы

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Геохимия и моделирование магматического процесса вулканов Ключевской группы"

Московский Ордена Ленина, Ордена Трудового Красного Знамени Государственный Университет им М.В.Ломоносова

Геологический факультет

р г г> л л т

г; и (;/!

кафедра геохимии

и | ^ {! IV» и

на правах рукописи УДК 552.11:542.4

ЧУРИКОВА Татьяна Георгиевна

Геохимия и моделирование магматического процесса вулканов Ключевской группы

специальность 04.00.02 - геохимия

Автореферат

диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 1993

Работа выполнена в Институте вулканической геологик и геохимии Дальневосточного отделения РАН.

Научные руководители:

профессор АЛ.Ярошевский канд.геол.-мин.наук Г.Б.Флёров

Официальные оппоненты:

доктор геол.-мин. наук АЛ.Цветков (ВНР Minerals)

канд. геол.гмин. наук ВЛ.Селивёрстов (ИГЕМ РАН)

Ведущая организация: Институт геохимии и аналитической

химии им. Вернадского (ГЕОХИ РАН)

Защита состоится ". 1993г. в ^ чяс-^мин в аудитории №

на заседании Специализированного Учёного Совета К.053.05.08 по петрографии, геохимии и геохимическим методам поисков месторождений полезных ископаемых геологического факультета МГУ.

Адрес: 119899, Москва, Воробьёвы горы, МГУ, Геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (зона А, 6-й этаж).

Автореферат разослан //

Учёный секретарь Специализированного Совета кандидат технических наук ст. научный сотрудник:

о/дО-^- —-----7

А.М.Батанова

Актуальность темы исследования. Проблема разнообразия эффузивных пород имеет большое значение. В этом плане Камчатка является тем уникальным регионом для нашей страны, где можно воочую наблюдать все проявления активного вулканизма. Работами многих петрологов показано, что всё имеющееся разнообразие изверженных пород можно получить из конечного числа первичных магм в результате кристаллизационной дифференциации. Развитие физико-химической и экспериментальной петрологии и компьютерной техники сделало возможным математическое моделирование этого процесса и количественную оценку его роли в магматическом петрогенезисе.

Целью работы явилась генетическая интерпретация геохимического разнообразия пород вулканической серии массива Плоские Сопки (Центрально-Камчатская депрессия) в рамках концепции кристаллизационной дифференциации с использованием математического моделирования на основе пакета программ COMAG-МАТ. В связи с этим решались следующие задачи: петрографическое и минералогическое описание пород; их петрохимическая и геохимическая типизация (с использованием кластерного анализа); анализ изотопной геохимии стронция; математическое моделирование магматического процесса.

Общий объём работы включая .¿.таблиц, ^^рисунков, список ли-

тературы - .названий, ^ стр. приложения.

Фактический материал, положенный в основу работы, был собран во время полевых работ лаборатории вулканической петрологии ИВ ДВГО АН СССР на вулкане Плоские Сопки в период 1984-1991г.г. Кроме того, в работе частично приведены данные автора по вулканитам Алеутской островной дуги, собранные в 40-ом рейсе НИС "Вулканолог". Также в качестве сравнительного материала использованы анализы пород вулкана Николка, любезно предоставленные автору Г.Б.Флёровым и А.В.Колосковым (ИВГиГ РАН).

Методика исследований. Для решения поставленных задач в полевых условиях автором проводилось геохимическое опробование пород вулкана Плоские Сопки, по результатам которого под руководством Г.Б.Флёрова была составлена геологическая карта вулкана. При изучении вещественного состава пород проводилось петрографическое описание различных типов пород, исследование породообразующих минералов и кристаллических включений в них на рентгеноспектральном микроанализаторе САМЕВАХ в ИВ РАН. Полные силикатные анализы пород были выполнены в Центр, хим. лаборатории ИВ РАН по стандартной методике, в Центр, аналитической лаборатории ГЕОХИ РАН рентгено—флюоресцентным анализом и частично в Университете Южной Флориды в лаборатории М.Дефанта методом ISP-MS. Анализ геохимии малых элементов проводился в Копенгагенском университете, в лаборатории доктора Дж.Бейли. Несколько образцов этой серии также анализировались в лаборатории М.Дефанта. Часть анализов была выполнена автором атомно-абсорбционным ме-

ходом на кафедре геохимии МГУ под руководством канд. геол.-мин. наук Н.Ф.Пчелинцевой. Для разработки объективной классификации и выделения пет-рохимически устойчивых групп пород вся выборка химических проб была обработана методом кластерного анализа, который проводился автором на кафедре геохимии МГУ под руководством А.А.Ярошевского. Определения изотопного состава стронция и концентраций Ш> и Бг выполнены С.Ю.Соколовым в изотопной лаборатории кафедры геохимии МГУ. По результатам анализа пород на макро- и микрокомпоненты было проведено математическое моделирование магматического процесса в пределах вулканической серии вулкана Плоские Сопки с использованием пакета программ СОМАйМАТ, разработанного в ГЕОХИ РАН М.Я.Френкелем и АААрискиным.

Научная новизна работы. Впервые было проведено столь подробное и всестороннее изучение пород крупнейшего базальтового вулкана Камчатки, включающее его геохимическое картирование, что позволило разобраться во временной и пространственной геохимической эволюции его пород, а также сделать некоторые выводы о количестве питающих его очагов и уровнях их локализации.

Программа математического расчёта, применяемая в данной работе, ранее использовалась для интерпретации магматического процесса в интрузивных закрытых системах. Новым шагом данной работы является применение её для описания вулканических серий пород.

Защищаемые положения.

1. Присутствие в пределах одного вулкана пород разной щёлочности (нормального и субщелочного рядов), с нормальными и повышенными концентрациями ТЮ2 свидетельствуют о гетерогенности данной серии пород, что подтверждается кластерным анализом по всем макрокомпонентам и распределением микропримесей.

2. Изотопный состав стронция свидетельствует об эволюции источника вулканических пород вулкана Плоские Сопки: от чисто мантийного, изотопно-гомогенного в период формирования щитового вулкана и основания стратовулкана к гетерогенному в период формирования более поздних пород стратовулкана, кальдер и наложенной зоны шлаковых и шлако-лавовых конусов. На этом этапе расплавы в ходе кристаллизации ассимилировали породы гранитно-метаморфического слоя раннепалеозойской континентальной коры.

3. Содержания микроэлементов в породах вулкана Плоские Сопки характерны для островодужных серий. Минеральные парагенезисы и высокая фугитивность кислорода расплавов подтверждают это. На этом основании гипотеза о рифтоген-ных условиях вулканизма в пределах Центрально-Камчатской Депрессии может быть уверенно отклонена.

4. Согласно результатам математического моделирования, процесс кристаллизационной дифференциации определяет всё наблюдаемое разнообразие составов.

Пересыщение пород щитового и стратовулканов по глинозёму относительно расчётных траекторий кристаллизации может быть связано с формированием их в условиях повышенного давления воды в расплаве (0.3%). Кристаллизация же пород наложенной зоны проходила в близповерхностных, безводных условиях.

Практическая значимость определяется новизной подхода и комплексностью выполненного исследования, что предопределяет целесообразность использования методов, обоснованных в работе, для разработки типизации и генетической интерпретации островодужного вулканизма.

Апробация. По теме диссертации опубликовано 3 статьи и 1 сдана в печать, а также шесть тезисов докладов на всесоюзных и международных совещаниях, которые проходили в Москве (1991г. ГЕОХИ РАН), Иркутске (1992г.), Геленджике (1992г.), Киото (1992г.), Канберре (1993г.). Материалы диссертации были доложены конференциях молодых учёных в ИВ РАН, на вулканологических семинарах ИВГиГ, на заседаниях кафедры геохимии МГУ, на седьмом конгрессе Европейского союза учёных-геологов (Страсбург, 1993), на генеральной ассамблее международной ассоциации по вулканологии и химии земных недр (Канберра, 1993).

Подготовке и проведению работ содействовали многие исследователи. Работа выполнена под руководством доктора геол.-мин. наук, профессора А.А.Ярошевс-кого (МГУ) и канд. геол.-мин. наук Г.Б.Флёрова (ИВГиГ РАН), которым я искренне признательна за действенную помощь в работе и полезные консультации.

Я благодарна моим коллегам из института вулканической геологии и геохимии и института вулканологии - О.Н.Волынцу, А.В.Колоскову, Т.В.Хименко, С.А.Ху-буная, И.В.Мелекесцеву, О.А.Брайцевой, Б.В.Иванову, О.Б.Селянгину, А.П.Максимову, Ю.Б.Слёзину, В.А.Чурикову, Ю.О.Егорову, В.А.Рашидову, Н.И.Сели-вёрстову, Г.П.Пономарёву, Л.Ф.Федоровой за помощь при подготовке материалов исследования и интерпретации полученных результатов.

Особенно я признательна Ю.А.Костицыну и С.Ю.Соколову за анализ и помощь в интерпретации изотопной систематики Бг в породах, а также за всестороннюю поддержку на всех этапах работы. Также я благодарна специалистам московских институтов: А.А.Арискину, Г.С.Барминой, Н.Ф.Пчелинцевой, Н.Коровкиной, Е.В.Мининой за ценные консультации и помощь в работе.

Большую помощь по получению аналитических данных оказали мои коллеги из других стран. Я благодарна доктору Джону Бейли и Дорте Гаррит из Копенгагенского университета (Дания), Джину Ягодзинскому из Корнельского университета (США), Марку Дефанту и Павлу Кепенжинскасу из университета Южной Флориды (США).

/. ЛИТЕРАТУРНЫЙ ОБЗОР

Глава "Литературный обзор" состоит из трёх частей, в которых приводятся о£;

новные принципы классификации вулканических серий, классификация четвертичных вулканитов Камчатки, и распространение вулканических серий пород по островодужным системам. В основе классификации островодужных вулканитов приняты два взаимоотношения: 5Ю2-К20 и 5Ю2-РеО/М{*0.

2. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ИЗУЧАЕМОГО РАЙОНА.

2.1. Геологическое развитие Центральной Камчатской Депрессии в

связи с обшей характеристикой геологии Камчатки.

Приведен общий геологический разрез этой части Курило-Камчатского региона по литературным данным и взгляды ряда геологов на образование ЦКД, как окраикко-континентального рифта. Этот вопрос в дальнейшем обсуждается в работе и здесь ему уделено особое внимание. Несмотря на структурное сходство этого района с рифтом, в его пределах не было обнаружено ранее собственно рифтогенного вулканизма.

2.2. Геологическое строение Ключевской группы вулканов.

Детально рассматривается геология Ключевской группы вулканов и положение вулканического массива Плоские Сопки в ней. Особенно следует отметить, что щитовой вулкан этого массива, сформировавшийся около 50 тыс лет назад, является основанием всех вулканов данной группы. Более поздняя активизация этого района привела к формированию 14 вулканов центрального типа и двух линейных зон растяжения.

2.3. Петрохимия и петрогенезис лав Ключевской группы вулканов.

Взгляды исследователей по вопросу о генетической связи вулканов Ключевской группы разделились на две группы. К.И.Богданович (1904) и его сторонники предполагали для всех вулканов Ключевской группы единый магматический очаг. Другие ученые, начиная с работ А.Н.Заварицкого, считали, что размещение вулканов контролируется региональными разломами и не связано с единым очагом, а каждый вулкан имеет свою отдельную область питания.

В.А.Ермаков (1977) выделил в пределах Ключевской группы вулканов две формации: -базальт-андезито-базальтовую и баззльт-андезито-дацитовую, к первой из которых относится изучаемый вулканический массив. В главе проводится сравнительный анализ этих формаций и сделаны следующие заключения.

Учитывая общность изотопных отношений стронция (Волынец, Пополитов, 1984) в породах обеих формаций, их близкие мантийным значения, а также данные геофизических исследований, нельзя отрицать их взаимосвязи. Источником вулканитов обеих формаций является верхняя мантия, процессы ассимиляции играют меньшую роль. Однако, значительное петрохимическое различие указывает на определенное разнообразие первичных расплавов в пределах этого общего ис точника, которое, видимо, является непосредственным отражением ге

терогенности островодужного верхнемантийного вещества.

2.4.Геологическое развитие вулкана Плоские Сопки.

Массив Плоских Сопок - самое крупное полигенное по морфологии и геологии вулканическое сооружение в Ключевской группе вулканов и на Камчатке, образованное сросшимися постройками позднеплейстоценовых стратовулканов Ушковского (3943 м) и Крестовского (4108 м). Вершинная часть вулкана Ушковского и часть вулкана Крестовского срезана кальдерой обрушения (4,5 км х 5.5 км), заполненной продуктами посткальдерных извержений, образовавших щитовидную возвышенность с двумя шлаковыми конусами. Интересной особенностью массива является присутствие в пределах одной постройки вулканитов разной щелочности (нормального и субщелочного рядов) и пород различного структурного облика от афировых до мегаплагиофировых с содержанием вкрапленников плагиоклаза до 50% и их размером до 2 см. В геологической истории массива устанавливается четыре главных вулканических цикла.

Первый вулканический цикл. Формирование единого массива Плоских Сопок как долгоживущего вулканического центра изначально связывается с деятельностью мощного щитового вулкана верхнеплейстоценового возраста, являющегося правулканом рассматриваемого массива. Возраст одного из побочных прорывов щитового вулкана, по данным тефрогеохронологических исследований, отвечает 50-60 тыс.лет (Мелекесцев и др., 1970).

Второй вулканический цикл. На щитовом вулкане, наследуя его эруптивный центр, формируется стратовулкан Ушковский с возрастом 30-35 тыс.лет, выраженный в рельефе более крутыми склонами и ступенчато-ярусным строением на пологом плато щитового вулкана. Он как бы продолжает развитие щитового вулкана, отличаясь, в целом, большим количеством эксплозивного материала.

Третий вулканический цикл. К этому циклу относятся позднеплейстоцено-вые образования стратовулкана Крестовского. Он возник со смещением эруптивного центра к северу от вершины в.Ушковского и, по-видимому, после некоторого перерыва вулканической активности.

Четвертый вулканический цикл характеризуется проявлением вулканизма трещинного типа, возобновившегося 9-10 тыс. лет назад после длительного периода покоя. Главным структурным и магмоконтролирующим, элементом является трещинная зона, проходящая через его вершину - зона шлаковых конусов. Эти массовые излияния вызвали активизацию тектонических процессов, в результате которых образовалась кальдера обрушения, разрушившая вершинную часть Ушковского и часть Крестовского вулканов, произошло крупное обрушение восточного скЛона массива и другие побочные тектонические подвижки.

3. ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ПОРОД ВУЛКАНА ПЛОСКИЕ СОПКИ.

3.1. Петрографическое описание пороп вулкана.

Базальты вулкана представлены субшелочными разностями, с 01-Р1 и 01-Срх-Р1 ассоциациями минералов-вкрапленников1, базальтами нормальной щёлочности, с 01-Срх-Р1, 01-Срх-0рх-Р1 и Р1 ассоциациями. Субшелочные андезито-базальты объединяют 01-Срх-Р! и 01-Срх-0рх-Р1 породы, а андезито-базальты нормальной щёлочности - 01-Срх-Р1, 01-Срх-0рх-Р1, Срх-Орх-Р1 и Р1 разности. Среди андезитов выделяются Срх-Орх-Р], Р1 и субафировые породы. 01-Р1 ассоциация встречается только в субщелочных базальтах. О её генезисе будет сказано ниже.

Таким образом, большинство пород вулкана в качестве интрателлурических вкрапленников содержит плагиоклаз. От базальтов до андезитов прослеживается 01-Срх-Р1 ассоциация. В базальтах она преобладает, в андезито-базальтах - становится равноценной с четырёхминеральной, а в андезитах такие породы редки. Параллельно с-возрастанием количества вкрапленников плагиоклаза количество оливина в этом ряду уменьшается, а изменение внешнего вида вкрапленников и часто наблюдаемое секториальное угасание в кристаллах говорит о нестабильной динамике роста кристаллов.

Особенностью пород вулканического центра является присутствие мегаплагио-фироаых пород, содержащих до 50% плагиоклаза. Кроме того имеется весь спектр от серийно-порфировых (в базальтах) до редкопорфировых и субафировых пород (в андезитах). Наличие стекловатых структур и текстур течения в породах наложенной зоны свидетельствует о их более быстрой кристаллизации.

3.2. Минералогия.

Составы минералов-вкрапленников оливинов меняются в интервале Ро^^. В субщелочных разностях оливины более железистые,а вариации их составов значительно меньше.В породах мегаплагиофировой структуры, их поле ограничено интервалом Роб5-78- Наблюдаемый большой разброс составов оливинов характерен для большинства островодужных порфировых пород. Оливины в андезито-базальтах и андезитах имеют тот же состав, что и в базальтах, в частности, в андезитах присутствуют вкрапленники Ро7М5, которые не могли кристаллизоваться из столь кислого расплава, а являются результатом неполного отделения вкрапленников от (первичного для них?) базальтового расплава.

Составы плагиоклазов пород меняются от битовнита до андезина. Для базаль-

1 Здесь и далее использованы обозначения: Оьоливин; Р1-плаглоклаз; Срх-клинопи-роксен; Орх-ортопироксен; М1-магнетит; !срх-железистость клинопироксена; Ап-анортит; Ро-форстерит; СгБр-хромшпинель.

тов характерны более основные составы Вкрапленников Ап¡оде 8 то время, как наиболее основные плагиоклазы андезитов не превышают Ап№. С уменьшением анор-титовой составляющей в плагиоклазах растёт количество ортоклазовой молекулы, которое не превышает 7% в наиболее кислых разностях. Отмечается большой разброс в составах плагиоклазов, что также характерно для остро-водужных парагенезисов. Вариации составов плагиоклазов мегаплагиофировых лав значительно меньше, чем в породах других структурных разностей. Наряду с общей тенденцией раскисления пла-гиоклазовых зёрен от центра к краю, в некоторых породах наблюдается обратная зо-нальность, что, можно рассматривать как примеры неравновесной кристаллизации расплава.

Пироксены по составам отвечают в основном авгитам, в базальтах также встречаются зёрна салита и эндиопсида. Наблюдается хорошо выраженный Фен-неровский тренд изменения составов клинопироксенов. Наибольший разброс составов отмечается для пород нормального ряда щёлочности. Пироксены из мегаплагиофировых лав локализуются плотным скоплением в авгитовой и меньше -в пижонитовой частях графика. Клинопироксены андезито-базальтов и андезитов значительно более железистые и менее кальциевые, чем вкрапленники из базальтовых пород. В некоторых, зёрнах пироксена также отмечается антидромная направленность кристаллизации. Магнезиальные разности клинопироксенов резко обогащены хромом, где его концентрация возрастает в 2-2.5 раза по сравнению с другими вкрапленниками этого минерала.

Поле составов рудных фаз мегаплагиофировых и субщелочных пород локализовано в области магнетита. Отмечается накопление титана в титаномагнетите, где его содержание обычно составляет 5-20%. На диаграмме Fe3+/Fe2+ - Fo (рис.1, Maure] С., Maurel Р., 1982) для шпинелей и включающих их оливинов, степень

75

Ко,Ж

Рис.1. Диаграмма Маурелли для шпинелей и вмещающих их оливинов в породах вулкана Плоские Сопки.

I - Поле рифтогенных пород Командорского блока.

II - Поле пород Алеутской островной дуги. Кружками обозначены точки составов минералов из пород вулкана Плоские Сопки.

/ сР+

[ Субщелочные) / * о 9 0°

у/^Ь+фГ Нормальные) „ / " * —-

/ . а

56

SiO2.SK

Рис.2. Диаграмма Тейлора для пород вулкана Плоские Сопки.

Треугольники - базальты щитового вулкана.

Крестики - породы стратовулканов.

Кружки - породы наложенной зоны шлаковых

конусов и сопряжённых с ней кальдер.

I - поле пород докальдерного этапа. II - поле

пород посткапьдерного этапа.

Линия на графике разделяет поля нормальных

по щёлочности и субщелочных пород.

окисленности шпинелеи, в остро-водужных вулканитах выше, чем в рифтогенных, что говорит о более окисленной обстановке их образования и кристаллизации. Породы массива Плоских Сопок соответствуют островодужным, окисленным лавам и степень окисления железа шпинелей в них меняется от 0.6 до 1.6.

В химическом составе .стекла можно отметить повышенное содержание титана.

м 3.3. Петрохимия главных элементов.

Этот раздел состоит из двух частей, в первой из которых приведены основные петрохимичес-кие характеристики пород

(3.3.1), во второй - петрохимичес-кие типы пород по результатам кластерного анализа. (3.3.2).

На диаграмме Харкера породы массива образуют единое поле точек, вытянутое соответственно с увеличением кремнекислотности в ряду базальт-авдезит. На дискриминационной диаграмме Тейлора, показывающей отношение 8Ю2 и Ша20+К20), породы вулкана Плоские Сопки занимают поле, близкое к разделительной линии пород нормального и субщелочного рядов щёлочности (рис.2). На этой диаграмме можно проследить связь химической эволюции пород массива с историей его формирования. Вулканиты составляют единый непрерывный ряд точек с тенденцией прогрессивного роста щёлочности (преимущественно содержания К20) от базальтов к андезитам и соответствуют породам нормальной и повышенной щёлочности. Базальты в основном занимают поле известково-щелочных пород, андезито-базальты и андезиты находятся большей частью в поле субщелочных пород. Породы щитового вулкана отвечают по составам базальтам с 5Ю2 = 46-52%, лавы наложенной зоны - это андезито-базальты и андезиты в основном субщелочного ряда; породы стратовулканов находятся как в поле первых, так и в поле вторых, объединяя эти поля при 5Ю2 = 56%.

Таблица 1

Химический состав кластеров пород вулкана Плоские Сопки

№ Геологическое положение Колич. РеО Когш.

кластера групп пород точек К02 ТЮ? А1А РеО МпО МкО СаО Ыа20 к?о РА Ап

РеО+МеО

1 6 50.94 1.22 15.40 9.57 0.18 8.30 9.85 2.79 1.39 0.36 0.40 0.43

7 порода щитового и 18 51.08 0.97 16.67 9.36 0.16 7.56 9.92 2.81 1.19 0.29 0.41 0.48

16 Крестовского вулканов, 8 50.65 0.77 18.01 9.51 0.17 6.76 10.34 2.61 0.96 0.22 0.45 0.54

2 базальты стратовулкана 34 52.36 1.20 17.13 9.19 0.17 6.21 9.38 2.91 1.38 0.36 0.46 0.46

3 Ушковского 22 51.72 1.03 18.60 9.12 0.16 5.41 9.29 3.04 1.34 0.29 0.49 0.49

19 16 52.71 1.00 19.89 7.84 0.15 4.06 9.32 3.38 1.33 0.30 0.52 0.48

10 6 52.00 1.42 17.80 9.71 0.16 4.67 . 8.50 3.55 1.82 0.38 0.54 0.39

43 породы наложенной зоны и 6 55.14 1.07 17.37 7.66 0.16 5.20 8.00 3.44 1.59 0.37 0.46 0.40

59 андезито-базальты стратовулкана 10 55.47 1.21 18.82 7.57 0.14 3.21 7.56 3.51 2.09 0.42 0.57 0.40

50 Ушковского 28 55.20 1.59 17.48 8.97 0.13 3.54 6.81 3.64 2.15 0.49 0.59 0.36

49 13 55.20 1.33 17.37 9.21 0.17 3.59 7.25 3.54 1.87 0.49 0.59 0.39

63 4 56.38 1.24 17.18 7.61 0.16 3.24 6.45 5.29 1.99 0.45 0.57 0.23

66 порода наложенной зоны 20 57.02 1.23 17.51 7.70 0.14 3.19 6.47 3.94 2.24 0.49 0.58 0.33

64 и сопряжённых с ней кальдер 11 56.89 1.56 16.54 9.14 0.14 2.88 5.78 4.14 2.48 0.46 0.64 0.27

92 15 57.33 1.17 19.39 6.53 0.09 2.20 6.72 3.76 2.33 0.48 0.63 0.38

75 16 59.57 1.32 16.78 7.20 0.15 2.44 5.41 4.32 2.70 0.62 0.63 0.28

224 породы вулкана 4 55.33 1.32 19.20 8.76 0.17 3.63 7.94 3.53 2.61 0.49 0.58 0.38

238 Николка 1 62.34 0.61 20.03 3.94 0.06 1.12 4.60 4.21 2.81 0.28 0.67 0.34

На диаграммах Миаширо (Miyashiro,1974) и Енсена (Jensen, 1976) породы массива образуют устойчивый толеитовый тренд. По содержанию глинозёма большинство пород вулкана относится к высокоглинозёмистым (16-20%). Однако встречено несколько высокомагнезиальных образцов (14-15% А1203 и 9-10% MgO), которые могут рассматриваться в качестве первичных расплавов.

Протяжённый ряд дифференциатов (от базальтов до андезитов), высокие содержания глинозёма (17-20%), преобладание порфировых структур, а также составы минеральных фаз указывают на островодужную природу лав массива Плоские Сопки, несмотря на повышенные содержания Ti02 (до 1.6-1.7%).

Для разработки объективной классификации и выделения петрохимически устойчивых групп пород был применён кластерный анализ, по результатам которого породы вулкана Плоские Сопки разделились на 16 групп, 7 из которых являются базальтами, 7 - андезито-базальтами и 2 - андезитами, средние химические составы которых приведены в табл.1 Составы кластеров были нанесены на диаграмму Харкера и другие петрохимические диаграммы. Несмотря на первоначально кажущуюся гомогенность данной серии, по ряду окислов: Si02, СаО, Р205, FeO, А1203 составы пород разбились на две, значимо различающиеся группы. В одну из них вошли кластеры, включающие породы щитового и стратовул-кана, а в другую - породы кальдеры и наложенной зоны, что свидетельствует о гетерогенности вулканической серии пород массива Плоские Сопки.

4.4. Геохимия малых элементов.

Большинство малых элементов обнаруживают хорошие корреляции с петро-генными окислами и между собой. К ним относятся Ni, Со, Sc, Ti, Rb, Ва, Sr, La, Се, Zr, Y, Nd. Концентрации этих элементов в породах наложенной зоны шлаковых конусов и кальдер надстраивают корреляции, образованные вулканитами щитового вулкана и стратовулканов. Однако, в отличие от петрогенных зависимостей, где породы этих структур имели довольно большое поле перекрытия, по ряду микроэлементов образцы наложенной зоны чётко отделяются от щитового и стратовулканов.

На диаграммах Rb-Sr и Ba-Sr породы щитового вулкана и наложенной зоны образуют два различных тренда (рис.3). Породы стратовулканов располагаются в пределах обоих трендов. Наличие же двух трендов говорит либо о существенной гетерогенности очага, либо о значительных изменениях условий процесса кристаллизации внутри данного очага. Это даёт основания предполагать, что в пределах изучаемого массива изливались лавы из резервуаров, различающихся по глубине. Наличие повышенной титанистости также указывает на это. Эти дан ные свидетельствуют в пользу геохимической гетерогенности данной вулканиче ской серии.

Как было отмечено ранее, одной из важнейших проблем геохимии и пет рологии является выделение геохимических типов серий пород, присущих те»

или иным геодинамическим обстановкам для выяснения генезиса их магматических расплавов. Предшествующими работами О.Н.Волынца с соавторами было наглядно показано, что для собственно остро-водужных вулканитов Камчатки и других острово-дужных систем на диаграммах содержаний элементов нормированных по недепле-тированной (первичной) мантии наблюдаются максимумы содержаний Бг, и Ва, минимумы ЫЬ, ТЬ, а также слабо проявленный, но постоянный Се минимум. Геохимический анализ неостроводужных серий пород Камчатки показал, что они ближе всего по составу к лавам рифто-генных зон активных континентальных окраин. В распределении гигромагматофильных элементов отсутствуют Бг максимум, Се минимум и минимумы по ЫЬ и ТЪ заметно уменьшаются, появляется Т.г максимум.

График распределения гигромагматофильных элементов для пород вулканической серии Плоских Сопок приведён на рисунке 4. Из сравнения с другими вулканитами Камчатки (Волынец и др., 1990) ясно, что распределение этих элементов в базальтах Плоских Сопок полностью соответствует вулканитам островодужных серий и близко таковому в глинозёмистой из-

- И

1,000

800

В

о. а. 600

400

И

200

250 300 350 400 450 500 550 [SrJ, ppm

Рис. 3. Диаграмма Ва-Sr в породах вулкана Плоские Сопки.

Треугольники - породы щитового вулкана. Крестики - породы стратовулканов. Кружки - породы наложенной зоны шлаковых конусов и сопряжённых кальдер.

Rb В» ТЬ К Nb La Се Sr Р Zr Ti

Рис.4, Распределение гигромагматофильных элементов в породах вулкана Плоские Сопки.

^ X \ . V

|30 % Крист] |50% Крист.]

■ 1 ' ■ ' ' I '

' I ' ' ' ■ I 1 ■ ' 1 I

900 1000 1100

100 200 300 400 500 600 700 [вг1, мкг/г

Рис.5. Расчёт модели ассимиляции - фракционной кристаллизации для пород вулкана Плоские Сопки.

Условные обозначения см. рис. 8. Пояснения к рисунку приведены в тексте.

вестково—щелочной серии. Учитывая эти данные, а также данные минералогии и петрохимии, можно однозначно отклонить гипотезу рифтогенного образования этих пород.

Островодужная природа изучаемой серии подтверждается и распределением элементов на других двойных и тройных диаграммах, на которых породы серии попадают в поля распространения вулканических островных дуг.

4.5. Изотопные вариации стронния в лавах вулкана.

Проанализировано 17 образцов, отобранных со всех структурных этажей по. стройки и определяющие представительную для вулкана выборку. Значения 875г/865г внутри вулканической серии варьируют от 0.70340 до 0.70370, что согласуется с данными предыдущих исследований (Хедж, Горшков, 1977; Виноградов и др., 1988, 1991).

Изотопные данные показали, что базальты щитового вулкана и андезиты основания стратовулкана имеют самые низкие изотопные отношения Бг: 0.70342±2 (среднее из 7 проб). В андезито-базальтах верхней части стратовулкана это отношение заметно выше: 0.70357±2 (8 проб); в андезитах кальдеры: 0.70370±5.

На рис. 5 представлена зависимость изотопного состава стронция от его концентрации в образцах вулкана Плоские Сопки и результы моделирования совместного протекания двух процессов — ассимиляции вмещающих метаморфических пород камчатской и колпаковской серий (0.7070. 240 мкг/г Бг, среднее по данным В.И.Виноградова и др., 1989, 1991) и фракционной кристал-

лизации (модель AFC Де'Паоло [D.DePaolo, 1981]).

Сплошной жирной линией показана модель изменения содержания Sr и изотопного отношения Sr в кристаллической фазе, а жирным пунктиром - состав равновесного расплава. Валовый коэффициент распределения стронция в расчётах DSr=3.0 оценен исходя из среднего соотношения вкрапленников в вулканитах Pl:01:Aug:Mt=75:10:10:5. Коэффициенты распределения минералов взяты из обзора [Хендерсон, 1985]. Для исходного состава расплава в модели принято [Sr]=350 и 87Sr/86Sr=0.70340 - среднее для афировых разностей лав щитового вулкана и основания стратовулкана. Отношение количества ассимилированного вещества к закристаллизованному г=0.2. Доля ассимилированного вещества коры в исходном расплаве указана в процентах справа около траектории кристаллов.

Модель AFC предусматривает, что кристаллы сразу же удаляются из системы, однако реально многие образцы содержат различное количество вкрапленников, которые при химическом и изотопном анализе могут заметно повлиять на результат. На рис.5 показаны тонким пунктиром линии эволюции расплава с примесью 30% и 50% сосуществующих кристаллов. Видно, что экспериментальные точки, отвечающие поздним образованиям (верхняя часть стратовулкана, наложенная зона шлаковых конусов) располагаются вдоль кривой, отвечающей 30%-ной примеси кристаллов, т.е. неплохо удовлетворяют модели.

Таким образом, вариации изотопного состава и концентрации стронция в породах вулкана Плоские Сопки можно удовлетворительно объяснить совместной фракцийнной кристаллизацией и ассимиляцией пород фундамента. Заметную роль этот процесс играл на позднем этапе формирования, что, по-видимому, связано с образованием внутрикоровых промежуточных очагов под вулканом. Количество ассимилированного вещества на протяжении всей наблюдаемой эволюции вулкана составляет 5-6%.

Эти выводы согласуются также и с геологическими данными. На присутствие внутрикорового очага указывает наличие на вершине вулкана двух крупных кальдер, одна из которых, размером 4 км находится внутри второй, размером 6.5 км. Такие кальдеры образуются, как правило, при проседании конуса вулкана в освободившийся после извержения резервуар очага, который находится на небольшой глубине. По геологическим данным, эти кальдеры являются одновозраст-ными с породами наложенной зоны шлаковых конусов.

4. МОДЕЛИРОВАНИЕ ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПРОЦЕССА.

Данная глава состоит из двух разделов, в первом из которых описываются теоретические аспекты моделирования и описание программы COMAGMAT (4.1), а во втором приводятся результаты математического моделирования вулканической серии пород вулкана Плоские Сопки (4.2). Относительно первого из них хотелось бы обратить внимание на преимущества выбранной для моделирования программы, которая была разработана группой учёных МГУ (А.А.Ярошевский,

Е.В.Коптев- Дворников) и ГЕОХИ РАН (А.А.Арискин, Н.Я.Френкель, Г.С.Барми-на). Она качественно отличается от ранее используемых моделей по следующим ключевым аспектам:

1. Эта модель основана на реальных, экспериментально полученных коэффициентах распределения в системе кристалл-расплав для пород различного состава в разных физико-химических условиях. Эти данные учитываются следующим образом: используя имеющиеся экспериментальные данные, оцениваются параметры эмпирической температурной зависимости состава расплава и породообразующих минералов при различных давлениях и фугитивности кислорода. Такая термодинамическая модель позволяет рассчитывать составы жидкостей и твёрдой фазы независимо от их реальных составов в серии пород.

2. Ранние термодинамические модели [Боуэн и др.] основывались на исследовании более простых двух- и трёхкомпонентных систем. Используя пакет программ СОМАйМАТ, можно проводить расчёт в рамках многокомпонентной системы, включающей оливин, клино- и ортопироксен, плагиоклаз переменного состава, магнетит и большой набор элементов-примесей.

3. В программе учитывается динамика процесса дифференциации в ходе кристаллизации расплава. Ранее используемые модели балансовых расчётов основывались на соединении некоего расплава с определенным количеством минералов-вкрапленников для получения реально существующей породы. В таких моделях аспект динамики тепло-массопереноса оставался вне возможностей строгого физико-химического анализа и в ходе рассчётов приходилось произвольно задавать пропорции кристаллизующихся фаз, "подгоняя" результаты моделирования к наблюдениям. Применение разработанного А.А.Ярошевским с соавторами метода ЭВМ-моделирования сделало возможным исследовать физико-химическую динамику магматической эволюции расплава.

Учитывая ранее сделанные выводы, в качестве первого шага мы принимаем, что основным процессом, ответственным за всё разнообразие пород является кристаллизационная дифференциация в очаге. Однако, как было указано ранее, породы наложенной зоны и сопряжённых кальдер были контаминированы коро-вым веществом. В связи с этим, видимо, корректно рассматривать процесс кристаллизационной дифференциации для указанных двух групп пород ( 1) щитового и стратовулкана и 2) наложенной зоны) раздельно.

Возможности программы позволяют проводить моделирование при различных давлениях (до 10 кбар), фугитивности кислорода, как в открытой, так и в закрытой системе. Кроме того, можно (на качественном уровне) оценить влияние воды на условия кристаллизации расплава. Моделирование проводилось при различных условиях с целью понять возможные режимы течения геохимического процесса внутри единой вулканической серии. Результаты моделирования сравнивались с петрохимией и геохимией реальных пород.

Первоначально моделирование проводилось при сухих условиях, давлении

fO §>

Температура, 'С

Температура, "С

Рис.6. Последовательность кристаллизации минералов из базальтовых расплавов.

Oliv - оливин; Plag - плагиоклаз; Aug - овгит; Mt - магнетит. Цифрами обозначены номера кластеров.

1кбар и при различных давлениях кислорода в системе. Результаты такого исследования показали, что наиболее приближенные к реальным составам траектории рассчитываются при буфере NNO.

Предполагая, что первичной была базальтовая магма, мы построили несколько траекторий кристаллизации средних составов базальтовых кластеров, поскольку они полностью описывают все разнообразие базальтов в серии. Поскольку составы этих кластеров значимо отличались друг от друга и первичные точки

располагались в различных частях корреляционных графиков, то на первых этапах кристаллизации расплавов их траектории не совпадают. Однако все они стремятся к единой эвтекти-ческой линии и в интервале температур 1150-1125'С совпадают и далее их кристаллизация идёт по одной траектории (см.рис. 8).

plIM

Ь

1200

1240

Рис.7. Температуры появления твёрдых фаз при кристаллизации базальтовых расплавов при условиях: Р-1 кбар, Н20-0%, буфер NNO. Условные обозначения см.рис.6.

Рис.8. Траектории кристаллизации базальтовых расплавов вулкана Плоские Сопки. Кружками показаны реальные составы пород вулкана Плоские Сопки. Цифрами обозначены номера кластеров, линиями - траектории кристаллизации расплавов.

Модельный рассчёт довольно хорошо воспроизводит реально наблюдаемые минеральные парагенезисы (рис.6). Наиболее распространённой ассоциацией минералов является оливин-клинопироксен- плагиоклазовая. Магнетит присутствует в виде вкрапленников почти во всех разностях. При петрографическом описании пород была отмечена необычная беспироксеновая ассоциация в субщелочных базальтах, которая не встречается больше ни в каких породах серии. При моделировании кластера такого состава (кластер 10), оказалось, что на самом деле в породах повышенной щёлочности резко сокращается поле кристаллизации авгита и до температур 1135-1120°С (температура момента появления авгита) кристаллизуется плагиоклаз-оливин-магнетитовый парагенезис.

На рисунке 7 приведены рассчётные температуры появления твёрдых фаз в "сухих" условиях. Максимальные температуры начала кристаллизации расплавов

(1215-1225°С) отмечаются для высокомагнезиального (кл.1) и высокоглинозёмистых кластеров (кл. 3, 16, 19). Температуры начала кристаллизации других пород не превышают 1195°С. Интервалы кристаллизации оливина и клинопироксена уменьшаются в высокоглинозёмистых и субщелочных базальтах, где преимущественно кристаллизуется плагиоклаз.

По результатам этого этапа моделирования были построены корреляционные графики на которых сравниваются модельные траектории кристаллизации разных типов базальтов и реальные составы пород.

По некоторым окислам, таким, как БЮ2, СаО, М(*0 модель неплохо воспроизводит данную вулканическую серию, хуже, но качественно близко воспроизводятся К20, №20, Р205, РеО (рис.8). Интересен здесь график зависимости А1203 от М{*0. Видно, что рассчитанные траектории кристаллизации расположены ниже реальных составов пород. Из этого следует, что вулканиты Плоских Сопок пересыщены глинозёмом относительно рассчитанного состава дифференцирующего расплава. Основным минералом носителем этого окисла является плагиоклаз. Поэтому можно предполагать,что высокие концентрации А1203 в породах, по сравнению с модельными составами, связаны с обогащением их кумулусным плагиоклазом (что согласуется с петрографией пород - практически все вулканиты содержат большое количество вкрапленников плагиоклаза). Из анализа трендов дифференциации составов кластеров 1, 7, 16 видно, что эти группы пород могли быть получены из жидкости состава "а" при добавлении к ней некоторого количества оливина (в случае кластера 1), плагиоклаза (для кластера 16) или двух этих минералов одновременно (кластер 7). Поэтому была предпринята попытка найти котектическую жидкость и все породы представить в виде смеси этой жидкости и избыточного плагиоклаза. Такой жидкостью, видимо, может быть состав "а", к которому добавляется плагиоклаз, или состав "Ь", к которому добавляются две твёрдые фазы: плагиоклаз и клинопироксен.

Для состава точки "а" были рассчитаны траектории изменения микрокомпонентов при кристаллизации расплавов кластеров 1,7,16. Сравнение рассчитанных и реальных составов приведено на рисунке 9. Распределение большинства малых элементов определяется концентрациями петрогенных окислов. Это прослеживается и в модельных составах. Хорошо воспроизводятся Ва, Иэ, вг, №, Со. Элементы группы железа - Эс, Сг, V не воспроизводятся в рамках этой модели,, вероятно, из-за неточного воспроизведения РеО. Добавление к рассчитанной жидкости кумулятивного плагиоклаза несколько уменьшит относительное количество железа уже на первых шагах кристаллизации, что поможет решить эту проблему.

Как известно, увеличение давления воды в расплаве повышает растворимость глинозёма в нём, что задерживает раннюю кристаллизацию плагиоклаза даже в высокоглинозёмистых породах. Это было показано Г.С.Барминой и А.А.Ариски-ным (1992), которые получили высокоглинозёмистые базальты Ключевской труп-

Рис.9. Сравнение изменений концентраций малых элементов в базальтовых расплавах, рассчитанных по программе СОМАСМАТ и их концентраций в реальных породах.

Цифрами обозначены номера кластеров. Символами обозначены фигуративные точки концентраций элементов в породах вулкана Плоские Сопки. Линиями указаны рассчётные траектории кристаллизации расплавов.

пы из магнезиальных разностей при давлении воды 0.3-0.4%. Нами была сделана попытка оценить влияние давления воды и общего литостатического давления на растворимость А1203 в расплаве. В качестве исходной породы был взят высокомагнезиальный низкоглинозёмистый расплав. Для него было рассчитано три траектории кристаллизации при различных условиях: 1. Р=1кбар, Н20=0.3%; 2. Р=5, Н20=0.3%; 3. Р=4, Н20=2%.

Изменение общего давления не сильно сказывается на направлении траектории кристаллизации расплава. В то же время, малое добавление воды в расплав повышает растворимость глинозёма в нём и плагиоклаз не кристаллизуется, а жидкость обогащается А1г03, что улучшает сходимость рассчитанных и реальных составов (рис. 10). Интересно, что дальнейшее увеличение содержания воды в расплаве (линия, соответствующая Р= 4кбар, Н20=2%) не сильно изменяет траекторию кристаллизации.

Как видно на графике Мё£)-А120з, все точки образуют два тренда, один из которых ведёт к накоплению глинозёма при уменьшении магния (правая ветвь графика), второй - к его уменьшению при дальнейшем снижении концентраций МцО (левая ветвь графика). В первый из них входят породы щитового вулкана и

К

«

<

16

Р=1. Н,0=0.3 * Р=5. Н,0=0.3 я Г'=4, Н,0=2 к Р=1, Н,0=0 я

О 2 4- В В 1

1^0,Ж

Рис.10. Траектории кристаллизации высокомагнезиального базальта вулкана Плоские Сопки при различных условиях. Треугольниками обозначены породы щитового вулкана; крестиками - породы стратовулканов; кружочками - породы наложенной зоны шлаковых конусов и кальдер.

стратовулкана, во второй - в основном вулканиты наложенной зоны и сопряжённых с ней кальдер. Траек-торией кристаллизации при условии содержания воды в расплаве 0.3% довольно хорошо описывается правая ветвь графика. Наблюдаемый вокруг неё разброс точек скорее все-го связан с добавлением к эволюционирующей жидкости того или иного количества твёрдых фаз, что проявляется в порфировых структурах этих пород:

Учитывая геологические и изотопные данные, можно говорить о том, что породы наложенной зоны, вероятно, кристаллизовались в более приповерхностных условиях, чем вулканиты щитового и стратовулкана, то есть при низком литостатическом давлении и в более "сухих" условиях. Поэтому траектория кристаллизации для этих пород была рассчитана при Р=1кбар, Н20=0%. В качестве исходного расплава был взят высокоглинозёмистый андезито-базальт наложенной зоны. Как ввдно, этой траекторией можно описать всё разнообразие пород в левой части графика (рис.10).

На рисунке 11 показаны модельные температуры кристаллизации твёрдых фаз для водных условий. Видно, что при повышении давления на 4кбар несколько сужается температурный интервал кристаллизации оливина и плагиоклаза и увеличивается - авгита, но качественно картина остаётся прежней. Однако при добавлении воды в расплав картина резко меняется. Для сравнения можно привести график на рис.7 для высокомагнезиальных, низкоглинозёмистых базальтов вулкана (кластер 1). Видно, что при добавлении воды температура появления на ликвидусе плагиоклазовой фазы уменьшается с 1180°С до 1150°С, а поле её кристаллизации уменьшается вплоть до полного исчезновения при условиях Р=4кбар, Н20=2%. Это свидетельствует о том, что повышение давления воды в расплаве и в меньшей степени увеличение общего литостатического давления сокращает поле кристаллизации плагиоклаза, что ведёт к обогащению расплава глинозёмом.

На температурном графике для траектории кристаллизации при условиях

Рис.11. Температуры появления твёрдых фаз при кристаллизации высокомагнезиального базальта и высокоглинозёмистого андезито-базальта в.Плоские Сопки по модели COMAGMAT при различных условиях.

Р=1кбар, Н20=0% видно резко сокращённое поле кристаллизации оливина. Основными твёрдыми фазами пород являются плагиоклаз, клинопироксен и магнетит. Эти результаты хорошо согласуются с реальными парагенезисами пород наложенной зоны, где оливин является второстепенной фазой.

Таким образом по результатам математического моделирования можно сделать следующие выводы:

1. Буфер NNO наиболее близок той фугитивности кислорода, при которой формировались породы вулканической серии массива Плоские Сопки.

2. Используемая модель неплохо воспроизводит минеральные парагенезисы реальных пород, что свидетельствует о качественно верной термодинамике и выборе условий кристаллизации в рассчётах.

3. Реальные породы пересыщены относительно рассчитанных составов жидкостей по глинозёму, что, вероятно, связано с присутствием в них избыточного количества кумулосного плагиоклаза. Это подтверждается петрографическими и минералогическими исследованиями пород серии.

4. Рассчётные траектории всех имеющихся составов базальтов имеют единую

эвтектическую линию.

5. Высомагнезиальные и высокоглинозёмистые разности базальтов характеризуются наивысшими температурами начала кристаллизации расплава относительно других составов.

6. По ряду макро- и микрокомпонентов модель довольно хорошо воспроизводит реальные составы вулканической серии.

7. Изменение общего литостатического давления мало влияет на траектории кристаллизации расплавов.

8. Повышенное давление воды сильно сказывается на растворимости глинозёма в расплаве, что могло привести к появлению пересыщенных по этому элементу магм.

9. Из проведённого эксперимента можно сделать предположение, что породы щитового вулкана и стратавулкана кристаллизовались при повыщенном давлении воды, около 0.3%, породы же наложенной зоны и кальдер кристаллизовались в близповерхностных безводных условиях.

6.ВЫВОДЫ.

В этой главе приводятся защищаемые положения, а также ряд быть может менее строгих, но достаточно интересных выводов, которые следуют из анализа вещественного состава пород и могут быть важны для направления усилий в дальнейших исследованиях.

К диссертации прилагается три таблицы приложений, включающие все анализы пород вулкана Плоские Сопки как по макро так и по микро элементам, а также составы минеральных фаз.

Результаты диссертации опубликованы в следующих работах:

Статьи:

1) Чурикова Т.Г. Петрохимия лав вулкана Ушковского.//В сб. Вулканологические исследования на Камчатке. 1990, с. 11-16.

2) Волынец О.Н., Колосков A.B., Селивёрстов Н.И., Ягодзинский Дж., Егоров Ю.О., Шкира В.А., Чурикова Т.Г. Новые данные по вулканизму тыловой зоны Восточных Алеут//Вулканология и сейсмология. 1993. №4.

3) Чурикова Т.Г., Соколов С.Ю. Магматическая эволюция вулкана Плоские Сопки, Камчатка (Анализ изотопной геохимии стронция).//Геохимия. 1993. №10.

4) Флёров Г.Б., Ярошевский A.A.,Чурикова Т.Г.', Происхождение пород вулкана Плоские Сопки.//Геохимия, (в печати)

Тезисы:

5) Чурикова Т.Г. Метод геохимического термометрирования по данным4 петро-химии лав вулкана Ушковского.//тез. докл. 16 всесоюзного семинара "Геохимия

магматических пород". Москва. 1991.

6) Волынец О.Н., Колосков А.В., Чурикова Т.Г., Егоров Ю.О. Новые данные о магматизме тыловой части Алеутской дуги в районе островов Четырёхсопочные-Уманак.//Там же.

7) Флёров Г.Б., Чурикова Т.Г. Петрохимия и геохимия вулканитов в связи с эволюцией вулканоструктуры и динамикой вулканического процесса (массив Плоские Сопки, Камчатка).//тез. докл. VII всесоюзного вулканологического совещания "Вулканизм, структуры и рудообразование". Иркутск. 1992.

8) Волынец О.Н., Колосков А.В., Чурикова Т.Г., Егоров Ю.О., Ягодзинский Дж. Особенности вулканизма различных сегментов тыловой зоны Алеутской дуги как следствие изменения угла схождения плит.//Там же.

9) Чурикова Т.Г., Соколов С.Ю. Изотопные отношения Sr в лавах вулкана Плоские Сопки (Центрально-Камчатская Депрессия).//тез. докл. 10 междун. школы морской геологии "Геология морей и океанов". Геленджик. 1992.

10) Churikova, T.G., Egorov, Yu.O. Magmatism in the rear part of the Aleutian island arc. 29th IGC, Kyoto, Japan, 1992.

11) Churikova, T.G. The genetic peculiarities of the lavas of the Ploskie Sopky volcano".//Abst. IAVCEI, General Asstmbly "Ancient volcanism & modern analogues". Canberra, 1993.

12) Sokolov S.Yu. Churikova T.G. The isotope Sr relations in lavas of Ploskie Sopky volcano (Central Kamchatka Depression)//Ibit.

i/

Подписано к печати 10 ноября 1993 г. Тирах 100. Заказ 4-93.

Розапринт ИМГРЭ