Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Петрологические особенности современного эруптивного цикла вулкана Безымянный, Камчатка

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрологические особенности современного эруптивного цикла вулкана Безымянный, Камчатка"

На правах рукописи

00505Ь*>' 1

ЩЕРБАКОВ Василий Дмитриевич

ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ СОВРЕМЕННОГО ЭРУПТИВНОГО ЦИКЛА ВУЛКАНА БЕЗЫМЯННЫЙ, КАМЧАТКА

Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ Диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

МОСКВА - 2012

005055671

Работа выполнена на кафедре петрологии геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова (МГУ).

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, доцент

Плечов Павел Юрьевич

Официальные оппоненты: Арискин Алексей Алексеевич

доктор геолого-минералогических наук, доцент, ведущий научный сотрудник, ГЕОХИ РАН

Максимов Александр Павлович

кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, ИВиС ДВО РАН

Ведущая организация: Институт геологии рудных месторождений,

петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ РАН), г. Москва

Защита состоится 5 октября 2012 года в 16-30 в ауд. 415 на заседании диссертационного совета Д 501.001.62 при Московском государственном университете имени М.В. Ломоносова по адресу: 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в читальном зале Отдела диссертаций Фундаментальной библиотеки Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова (Ломоносовский просп., 27).

Автореферат разослан «3» сентября 2012 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 501.001.62 доктор геолого-минералогических наук

Зиновьева Н.Г.

Введение

Вулкан Безымянный (Камчатка) - один из самых активных современных андезитовых островодужных вулканов на Земле. Вклад в исследования вулкана Безымянный внесли Алидибиров М.А., Альмеев P.P., Арискин A.A., Белоусов А.Б., Белоусова М.Г., Бибикова Е.В., Богоявленская Г.Е., Брайцева O.A., Влодавец В.И., Гирина O.A., Горшков Г.С., Гущенко H.H., Дубик Ю.М., Ермаков В.А., Жаринов Н.И., Заварицкий А.Н., Иванов Б.В., Кадик A.A., Кирсанов И.Т., Максимов А.П., Малышев А.И., Мелекесцев И.В., Наумов В.Б., Озеров А.Ю, Пийп Б.И., Сенюков СЛ., Токарев П.И., Федотов С.А., Хренов А.П., Чубарова О.С. Однако по изученности вулкан Безымянный уступает другим андезитовым вулканам с аналогичным типом эруптивной деятельности, таким как Сент-Хеленс (Каскадные горы, США), Суфриере-Хиллс (Малые Антилы, Великобритания), Унзен (о. Кюсю, Япония), Пинатубо (Филиппины). Современный период активности вулкана Безымянный (с 1956 года по настоящее время) характеризуется закономерным изменением состава эруптивных продуктов, частоты извержений и их характера. В данной работе исследованы продукты первого крупного исторического извержения (1956 г.) и серии недавних извержений 2000-2007 гг. В работе определены параметры кристаллизации магм в начале периода активизации и на современном этапе, охарактеризованы питающие вулкан магмы и частота их поступления в магматическую систему.

Актуальность работы.

Понимание закономерностей процессов островодужного вулканизма является одной из наиболее актуальных научных задач. Для построения корректных петрологических моделей вулканических систем необходимо знание многих параметров. Вулкан Безымянный, в силу своей высокой эруптивной активности, позволяет исследовать островодужные магматические системы в реальном времени и поэтому является природной лабораторией. Детальное исследование в. Безымянный позволяет проводить его сравнение со схожими хорошо изученными вулканическими центрами (вулканы Сент-Хеленс, Унзен, Суфриере Хиллз и др.), что ведет к пониманию общих закономерностей андезитового островодужного вулканизма.

Цели и задачи работы.

Целью работы является исследование эволюции магматической системы вулкана Безымянный с 1956 по 2007 гг. и выявление причин возникновения антидромной последовательности продуктов извержений. Основные задачи, стоящие перед работой:

1. Петрологическое исследование эруптивных продуктов последнего эруптивного цикла вулкана Безымянный.

2. Детальное петрологическое исследование продуктов извержения 1956 г., характеризующих начало эруптивного цикла.

3. Детальное петрологическое исследование продуктов серии извержений 2000-2007 гг., характеризующих современный этап эруптивного цикла.

4. Петрологическое изучение темноцветных включений и перидотитовых ксенолитов для изучения магматической системы в. Безымянный.

5. Построение петрологической модели магматической системы вулкана Безымянный.

Научная новизна.

• В работе впервые произведено детальное петрологическое исследование серии продуктов последовательных извержений 2000-2007 гг.

• Проведено детальное экспериментальное исследование фазовых равновесий для роговообманковых андезитов извержения 1956 г. в диапазоне давлений 50-200 МПа.

• Впервые проведено петрологическое исследование мафических включений и ксенолитов в продуктах извержений современного эруптивного цикла.

Фактический материал и методы исследования.

Большая часть каменного материала была собрана автором в ходе совместных

полевых работ российско-американского проекта PIRE (Partnership in International

Research and Education) на в. Безымянный в 2007-2009 гг. Образцы извержений 200Q-2007

гг. были частично отобраны автором, а частично предоставлены Павлом Избековым,

Александром и Мариной Белоусовыми и Филиппом Кайлом. Для исследования было

изготовлено более 40 прозрачно-полированных шлифов, около 10 препаратов из

эпоксидной смолы с монофракциями минералов. При исследовании было получено более

500 фотографий в отраженных электронах и проведено более 1500 микрозондовых

анализов минералов и стекол. Для характеристики состава пород были проведены 8

анализов содержания петрогенных окислов рентгено-флуоресцептным методом и 8

анализов содержаний редких и рассеянных элементов методом масс-спектрометрии

индуктивно-связанной плазмы. При исследовании содержаний редкоземельных элементов

4

в минералах было проведено 15 анализов на масс-спектрометре индуктивно-связанной плазмы с лазерной экстракцией. В ходе экспериментальных исследований было проведено 20 серий экспериментов на установках типа газовой бомбы с внешним нагревом длительностью 8-165 часов.

Основные защищаемые положения.

1. Перед извержением вулкана Безымянный 1956 года магма испытала значительный подъем и последующую кристаллизацию при давлениях 50-100 МПа. Время нахождения магмы на этой глубине, оцененное по незавершенным минеральным реакциям составляет от одной до нескольких недель.

2. На основе зональности вкрапленников плагиоклаза установлено, что в 2000-2007 гг. магматический очаг пополнялся новыми порциями магмы перед каждым извержением. При смешении главенствующую роль играл теплообмен, приводящий к периодическому растворению плагиоклаза и формированию ритмичной зональности в нем.

3. Магма, питавшая очаг вулкана Безымянный в 2000-2007 гг., имеет андезибазальтовый состав. В процессе подъема к поверхности она ассимилировала материал глубинного магматического очага, представленный роговообманковыми андезитами. Гарцбургитовые ксенолиты, выносимые на поверхность этой магмой, имеют мантийное происхождение и образовались в результате 20-30% плавления мантийного субстрата и последующей метасоматической проработки богатым некогерентными элементами флюидом.

Структура и объем работы.

Работа состоит из 5 глав, введения и заключения, общим объемом 145 страниц с 43 иллюстрациями и 22 таблицами. Список литературы содержит 129 наименований. Апробация работы.

По теме диссертационной работы В.Д. Щербаковым опубликовано 13 научных работ, включая 4 статьи в периодических научных изданиях (в том числе 4 публикаций из списка ВАК) и 9 тезисов докладов на Всероссийских и Международных конференциях. Результаты исследований докладывались на ежегодном совещании американского геофизического союза (AGU 2008, 2010) конференциях Japan-Kamchatka-Aleutian subduction processes (2009, 2011 ). Благодарности.

Автор выражает признательность всем тем, кто оказывал помощь и поддержку при работе над диссертацией на стадиях отбора полевого материала, препаратоподготовки, инструментальных исследований и осмысления материала. Автор благодарит своего

5

научного руководителя Павла Юрьевича Плечова за колоссальную поддержку, терпение и участие в становлении петрологического мировоззрения автора. Автор выражает благодарность преподавателям и сотрудникам кафедры петрологии геологического факультета МГУ. Неоценимый вклад в работу сделан участниками проекта PIRE - Дж. Айхельбергером, П.Э. Избековым, Е.И. Гордеевым, C.B. Ушаковым, С. Сероветниковым, В. Пилипенко, О. Ниллом, Т. Кайзар, Т. Лопес, О. Кривомазовой, М.Г. Белоусовой, А.Б. Белоусовым. В микрозондовых исследования неоценимую помощь оказали В.О. Япаскурт, Е.В. Гусева, H.H. Коротаева, О. Нил, К. Северин. Автор благодарит А.Б. Перепелова, Ю.А. Костицина и A.A. Плечову за помощь в проведении анализов валового и изотопного состава пород; П.Э. Избекова, Дж. Ларсен и коллектив лаборатории экспериментальной петрологии Университета Аляски за содействие при проведении экспериментальных исследований; Д. Ионова, А.Бернара, Т. Сиссона, Ч. Бэйкона, Дж. Вудена за проведение анализов на ионном микрозонде. Автор благодарит О. Нила, Ф. Рупперта, М. Хамфрейс, P.P. Альмеева, Б. Скаиллета за плодотворные обсуждения и ценные комментарии в ходе написания работы. Автор весьма признателен П.Э. Избекову за постоянную всестороннюю поддержку в ходе экспедиций и работы над материалом. При обработке материала и создании иллюстраций помощь оказала В.О. Давыдова. Написание работы, пожалуй, было бы невозможным без постоянной поддержки членов семьи - Е.И. Родионовой, Д.Е. Щербакова и Т.Д. Щербаковой.

Глава 1. Обзор литературных данных.

В главе приводится краткая характеристика геолого-тектонического строения Камчатки (раздел 1.1), характеристика Ключевской группы вулканов (раздел 1.2) и описание эруптивной деятельности вулкана Безымянный (раздел 1.3). В разделе 1.4 приводится обзор петрологических исследований вулканических центров, схожих с в. Безымянный по эруптивной деятельности и составу продуктов.

Глава 2. Методы исследования.

В данной главе приводится описание исследованных образцов (раздел 1.1.), аналитические процедуры изучения составов минералов и стекол и валовых составов пород (разделы 1.2.-1.3.), описание методики экспериментов (раздел 1.4.) и процедуры детального исследования зональности вкрапленников плагиоклаза на основе изображений в отраженных электронах (раздел 1.5.).

Глава 3. Экспериментальное исследование предэруптивных параметров магмы извержения 1956 года.

(обоснование первого защищаемого положения)

Параметры кристаллизации роговообманковых андезитов извержения 1956 года являются предметом обсуждения ряда исследований [Кадик и др., 1985; Альмеев и др., 2002; Толстых и др., 2003; Плечов и др., 2008; Almeev et al., in press; Shipman et al„ in press]. Магматический амфибол в андезитовых системах, согласно экспериментальным данным, стабилен при давлении > 150 МПа и температуре < 950°С, что ограничивает возможные параметры кристаллизации плагиоклаз-амфиболового парагенезиса, характерного для продуктов извержения 1956 г. в первую очередь по глубине. Экспериментальные данные [Кадик и др., 1985] и данные по барометрии природных амфиболов [Альмеев и др., 2002] указывают на то, что основной объем магмы 1956 года кристаллизовался при давлении 300-700 МПа, что соответствует глубине >7 км. Однако повсеместная распространённость реакционных кайм вокруг кристаллов амфибола указывает на то, что извергнутый объем магмы испытал подъем из зоны стабильности амфибола (магматического очага) и перед извержением накапливался на меньшей глубине. Для определения глубины предэруптивной аккумуляции магмы были проведены эксперименты по фазовому равновесию в водонасыщенной андезггтовой системе.

Экспериментальные исследования выполнены в лаборатории экспериментальной петрологии Геофизического Института университета Аляски (Фэрбенкс, Аляска, США). В качестве стартового материала использовалась пористая пемза из пирокластического потока извержения вулкана Безымянный 30 марта 1956 года, соответствующая наиболее глубинной части извергнутой магмы. Исходный образец был истерт до размерности 0,5-1 мм, что соответствует среднему размеру вкрапленников, для предотвращения существенного нарушения их целостности. Подобная экспериментальная техника используется для минимизации влияния химической неоднородности внутренних частей вкрапленников на фазовые соотношения при экспериментах, моделирующих условия равновесия магм перед извержением и поздние стадии кристаллизации [Rutherford and Devine, 1996; Hammer and Rutherford, 2002; Pichavant et al„ 2007, Brugger and Hammer, 2010]. Высокотемпературные эксперименты (900-1050°C) были выполнены в установках типа газовой бомбы с внешним нагревом (TZM pressure vessel). Образцы загружались в сосуд из VV-Zr-Mo сплава, погружаемый в стальной цилиндр, заполненный аргоном. Сосуд помещался в нагревательную печь, при этом затвор, охлаждаемый проточной водой, оставался снаружи. Температура в рабочей части реактора была откалибрована относительно температуры печи непосредственно перед проведением серии

экспериментов при помощи термопары К-типа (термопара хромель-алюмель), введенной в рабочую область реактора. Воспроизводимость температуры составила ±2°С. Давление в эксперименте задавалось при помощи смеси аргона и метана и измерялось при помощи манометра с точностью ±0.4 МПа. Фугитивность кислорода задавалась смесью N¡-N¡0, изолированной в небольшой платиновой ампуле, загружаемой вместе с образцом. Длительность экспериментов составила от 7 до 13 часов. Закалка производилась

переворачиванием реактора.

Табл. I. Параметры экспериментов по фазовому равновесию

Темп. Давление Эксп. Синтезированные фазы

№ ("С) (МПа) Длительность (ч) установка

BZ-2 775 200 165:15 Renee Gl, Pig, Opx, Amp, Mt, Ilm

BZ-1 850 100 163:20 Renee Gl, Pig, Opx, Mt

В&17 850 150 8:00 TZM Gl, Pig, Opx, Cpx, Mt

BZ-19 850 200 7:20 TZM Gl, Pig, Opx, Cpx, Amp, Mt

BZ-14 900 100 12:40 TZM Gl, Pig, Opx, Cpx, Mt

BZ-20 900 200 7:40 TZM Gl, Opx, Cpx

BZ-12 950 50 8:00 TZM Gl, Pig, Opx, Cpx, Mt

BZ-4 950 100 10:45 TZM Gl, Pig, Opx, Cpx, Mt

В ¿-18 950 150 8:10 TZM Gl, Opx

BZ-21 950 200 7:50 TZM Gl, Opx

BZ-10 1000 50 7:25 TZM Gl, Pig, Opx, Cpx, Mt

BZ-3 1000 100 8:00 TZM Gl, Pig, Opx

BZ-U 1050 50 7:45 TZM Gl, Pig, Opx, Mt

BZ-9 1050 100 7:40 TZM Gl, Opx

BZ-7 1100 100 6:00 TZM Gl

Gl = стекло. Pig = плагиоклаз, Орх = ортопироксен, Срх = клинопиронсен, Ашр - амфибол, Mt -магнетит, Ilm = ильменит

Два низкотемпературных эксперимента были выполнены в газовой бомбе с внешним нагревом - Renee-type pressure vessel. В качестве среды, передающей давление, использовалась вода. Фугитивность контролировалась реакцией никелевого стержня, помещенного в реактор с материалом реактора (NiO), и составила NNO+1±0.5 [Geschwind and Rutherford, 1992; Gardner et al., 1995]. Параметры экспериментов приведены в табл. 1.

В экспериментах была воспроизведена кристаллизация плагиоклаза, ортопироксена, клинопироксена, титаиомагнетита и амфибола в диапазоне температур 775-1050°С и давления 50-200 МПа (табл. 1). Полученные экспериментальные фазовые соотношения изображены на рис. 1. Ортопироксен является первым кристаллизующимся минералом во всем диапазоне давлений. При давлении <150 МПа вслед за ортопироксеном кристаллизуется плагиоклаз, в то время как при давлении >150 МПа

плагиоклаз кристаллизуется после орто- и клинопироксена. Амфибол кристаллизуется при давлении >150 МПа и температуре <900°С.

250

Расплав

750 800 850 900 950 1000 1050 1100 1150 Температура (°С)

Рис. 1. фазовые соотношения в координатах Т-Р, полученные в экспериментах для образца роговообманковых андезитов 1956 г. Ромбами отмечены условия отдельных экспериментов Сплошными линиями показаны границы полей устойчивости фаз, пунктирными линиями отмечен состав новоооразованного плагиоклаза. Pig - плагиоклаз, Срх - клинопироксен, Орх - ортопироксен НЫ - роговая обманка

Температура (°С)

Давление (МПа)

График гемпсгинур«! -+ г>0 МПл О 100 МПа А 200 ^Па

График давление - зее ♦ 775% ■ 850 А 900''С Д 950 < О 1000 СС

Рис. 2 Составы экспериментальных стекол. Значками и сплошными линиями обозначены составы экспериментальных стекол и тенденции их изменения с параметрами эксперимента. Серая закрашенная область соответствует составу стекловатых расплавиых включений в плагиоклазе извержения 1956 г. Черными прямоугольниками нанесены составы стекол основной массы извержения 1956 г.

Состав стекла основной массы в продуктах опытов систематически зависит от температуры и давления (Рис. 2). Содержания Si02 и К20 возрастают, а содержания FeO, MgO, AI2O3 и СаО убывают при падении температуры при постоянном давлении. Изотермалыюе увеличение давления приводит к обогащению стекол основной массы СаО, А12Оз и MgO и обеднению Si02 и К20. Состав синтезированных микролитов плагиоклаза лежит в диапазоне Ап5б.1-78.з- Увеличение давления и температуры в экспериментах способствует кристаллизации более кальциевого плагиоклаза.

Состав расплава в высококристалличных магмах контролируется набором и пропорцией кристаллизующихся минералов, которые, в свою очередь, зависят от состава магмы, температуры, давления и содержания летучих компонентов (при низких давлениях <200 МПа в основном Н20, в меньшей степени от С02, S02, HCl и др.). Сравнение экспериментальных стекол, полученных при различных Т и Р, с природными стеклами расплавных включений и основной массы позволяет определить давление кристаллизации природных андезитовых систем. На рисунке 2 видно, что составы стекол расплавных включений в плагиоклазе (рис. 2, серая закрашенная область) соответствуют экспериментальным стеклам, полученным при давлениях 50-150 МПа. Если принять температуру кристаллизации при захвате включений соответствующей температуре кристаллизации вкрапленников (900±30°С), то среднее давление кристаллизации составляет -100 МПа. На поздних этапах в водонасыщенных системах при подъеме магмы к поверхности возможна декомпрессионная кристаллизация, что приводит к выделению скрытой теплоты и нагреву [Blundy et al., 2006], поэтому температура при захвате включений в плагиоклазе могла превышать температуру кристаллизации плагиоклаз-амфиболовой ассоциации вкрапленников. Увеличение предполагаемой температуры кристаллизации приводит к меньшим оценкам давлениям. Таким образом, захват расплавных включений, наиболее вероятно, происходил при давлении <100 МПа. Составы природных стекол основной массы (рис. 2, обведены черным) соответствуют стеклам, синтезированным при давлении <50 МПа. Состав синтезированного плагиоклаза наиболее близко соответствует каймам вкрапленников в диапазоне давления 50-100 МПа и температуры 850-950°С.

Содержания К, Rb и воды в стеклах расплавных включений и основной массы вулканических пород были использованы для расчета пути эволюции магмы в координатах кристалличность - давление. Кристалличность рассчитывалась на основе предположения о некогерентном поведении К и Rb, а давление - исходя из предположения о водонасыщенности расплава на основе моделей растворимости воды в силикатных расплавах [Moore et al., 1998, Papale et al., 2006]. Подобный расчет показывает

11

Температура, "С

1000 950 900 850

Кристалличность, %

50 60 70

для стекол расплавных включении и основной массы, что кристалличность увеличивается с уменьшением давления (рис. 3). При давлении 100120 МПа магма содержит около 45-50 вес.% кристаллов, что в целом соответствует содержанию

вкрапленников в породах извержения 1956 г. [Neill et al., 2010]. Средняя кристалличность при 50 МПа составляет около 55-60 вес.%, а при <20 МПа достигает 70 вес.%. Описанная зависимость,

характеризующаяся увеличением кристалличности при уменьшении давления, свойственна процессу кристаллизации при декомпрессии водонасыщенного расплава [Blundy and Cashman, 2001].

На основе модели плагиоклаз-расплав [Putirka, 2005], примененной к составам расплавных включений, была реконструирована температура кристаллизации плагиоклаза как функция давления. Расплавные включения, захваченные при давлении >80 МПа равновесны с плагиоклазом при ~850°С, при меньших давлениях температура возрастает до ~950°С. Полученные оценки в целом соответствуют предыдущим оценкам параметров кристаллизации [Кадик и др., 1985; Альмеев и др., 2002; Плечов и др., 2008].

80

120--

Давление насыщения водой

Рис. 3. Вариации температуры содержания кристаллов в магме как функция температуры, рассчитанные на основе содержаний К, Rb и II .О в расплавных включениях и матричных стеклах (см. текст). Крупные темно-<ерые круги - расплавные включения в плагиоклазах из пирокластического потока 1956 г., рассчитанные на основе содержаний К и 1120, маленькие светло-серые круги — расплавные включения в плагиоклазе криптокупола извержения 1956 г., треугольники - расплавные включения в плагиоклазах из пирокластического потока 1956 г., рассчитанные на основе SHRIMP анализов Rb и Н20, ромбы - матричные стекла образца пирокластического потока 1956 г.

Глава 4. Петрология продуктов извержений 2000-2007 гг.

(обоснование второго защищаемого положения)

Период эруптивной деятельности вулкана Безымянный с 2000 по 2007 гг. характеризуется четырнадцатью эксплозивными извержениями. Все извержения происходят по сходному сценарию. За несколько недель до извержения фиксируется повышенная сейсмическая активность под вулканом, после чего происходит сход пирокластического потока. Изверженные продукты представлены сходными гомогенными двупироксеновыми андезитами и андезибазальтами.

Давление кристаллизации продуктов извержения 2000-2007 гг. может быть оценено на основе предположения о флюидонасыщенности расплава по содержанию Н20 и С02 в расплавных включениях. Содержания, проанализированные методом SHRIMP [Shcherbakov et al., 2011], составляют 1.92±0.39 вес.% Н20 и <200 ррт С02, что согласно модели растворимости [Papale et al., 2006] соответствует давлению захвата 77-87 МПа (глубина ~ 3 км). Температура кристаллизации вкрапленников на основе двупироксенового равновесия [Wells, 1977] составляет 915±21°С. Температура кристаллизации микролитов основной массы, также рассчитанная по двупироксеновому равновесию, составляет 980-1050°С.

Основной акцент исследований был сделан на детальное изучение зональности вкрапленников плагиоклаза. Из-за высокой чувствительности состава плагиоклаза к температуре, давлению и содержанию воды в расплаве [Ariskin et al., 1993; Альмеев, Арискин, 1996; Housh and Luhr, 1991; Panajaswatwong et al., 1995; Pletchov and Gerya, 1998, Lange et al., 2010], а также очень медленной взаимной диффузии Si и А1 в кристаллической решетке [Liu and Yund, 1992] он способен записывать и сохранять в своей зональности сложную историю магматических очагов вулканических систем.

Для изучения зональности плагиоклазов был использован метод определения состава плагиоклаза по яркости изображения в отраженных электронах (BSE). Впервые подобная методика была использована Ginibre et al. [2002]. В её основе лежит линейная зависимость между содержанием анортита в плагиоклазе и яркостью его растрового изображения в отраженных электронах. Данный метод значительно ускоряет процесс получения профилей зональности по сравнению с непосредственным измерением на микрозонде и дает большее разрешение. Погрешность метода не превышает 5 мол. % анортитовой молекулы [Shcherbakov et al., 2011].

Для большинства вкрапленников плагиоклаза вулкана Безымянный характерно сочетание осцилляционной, резобционной и нормальной зональности. Очень редко вкрапленник плагиоклаза может быть описан одним типом зональности, как правило,

кристаллы состоят из нескольких элементов зональности, последовательно сменяющих

друг друга. Зональность большинства кристаллов состоит из повторяющейся

последовательности: осцилляционная зональность —► зона резорбции —► нормальная

зональность -> осцилляционная зональность (рис. 4). Мощность различных элементов

зональности может варьировать от первых десятков до нескольких сотен микрон. Среднее

содержание анортита в осцилляционных зонах постоянно и в зависимости от

вкрапленника составляет Ап55-бо- Эти зоны образуют композиционное «плато», которое

прослеживается практически во всех вкрапленниках. Смена осцилляционных зон на зоны

резорбции сопровождается резким скачком в содержании анортита вплоть до Ап85. В

некоторых кристаллах осцилляционные «плато» состава практически отсутствуют,

зональность состоит из нескольких зон резорбции, наложенных одна на другую, а

профиль имеет пилообразную форму.

х*,

ШШшшШл

—АС,—»Ojl-AG,-

Fe/Af 0.02

400 800 1200

Расстояние от края (мкм)

X*, 0.8-

0.8

tí5»

Ядро

iy

Fe/А)

-0.02

О 200 400 800 800

Расстояние от края (мкм)

Рис. 4. Изображения в отраженных электронах и микрозондовые профили состава представительных вкрапленников из андезитов вулкана Безымянный (а - извержение 26 июля 2003 года, б - извержение 13 марта 2000 года). Ромбы соответствуют содержанию анортита, квадраты - соотношению Fe/Al в плагиоклазе. Вертикальные линии соответствуют границе между ядром и каймой. Ядро характеризуется более низкими соотношениями Fe/Ai. Направление профиля в кристалле показано белыми линиями. Отдельные элементы зональности выделены на рисунке а: О, - осцилляционная зона с тремя небольшими скачками содержания анортита, сопровождающимися небольшими зонами растворения; АС, - скачок-содержания анортита, состоящий из последовательности элементов: зона растворения, резкое повышение содержания анортита, плавное уменьшение содержания анортита до уровня зоны О,; О, - осцилляционная юна с зоной небольшого увеличения содержания анортита, внешняя часть зоны имеет тенденцию к увеличению содержания анортита; АС2 - скачок содержания анортита, характеризующийся резким переходом к последующей осцилляционной зоне; О, -узкая осцилляционная зона; CA¡ - скачок содержания анортита, сопровождающийся увеличением Fe/Al отношения в плагиоклазе. Длина масштабной линейки - 100 мкм.

Подобная зональность кристаллов плагиоклаза свидетельствует о том, что в магматической системе вулкана Безымянный имеют место два режима кристаллизации плагиоклаза:

1. Кристаллизация осцилляционных зон. В силу медленной скорости должна идти при малых пересыщениях и, следовательно, в условиях, близких к равновесным. Поскольку состав осцилляционных зон весьма постоянен, должны существовать условия, буферирующие состав равновесного с расплавом плагиоклаза -относительное постоянство температуры, давления, состава расплава (в том числе содержания в нем воды), иначе изменение одного или нескольких интенсивных параметров привело бы к смещению состава плагиоклаза на ликвидусе.

2. Кристаллизация резорбционной и нормальной зональности (анортитовых скачков) происходит при отклонении от состояния равновесия, что сначала приводит к растворению плагиоклаза (степень растворения пропорциональна степеш! неравновесности), а затем к нормальной кристаллизации. Зональность вкрапленников может быть разделена на ядро и кайму (рис. 5). Кайма

- внешняя часть кристалла, имеющая однотипную зональность с другими вкрапленниками данного извержения. Такая кайма может быть выделена более чем в половине вкрапленников плагиоклаза во всех образцах. Видимая мощность кайм составляет 70-150 мкм, истинная мощность (с учетом разреза зерна) должна быть меньше, но измерить ее непосредственно достаточно трудно. Зональность кайм плагиоклаза из большинства извержений состоит из (от центра к краю зерна) зоны растворения/резорбции и участка с нормальной зональностью с небольшим (~5 % анортита) скачком состава в 20-30 мкм от поверхности кристалла (рис. 5). Осцилляционная зона шириной до 20 мкм может присутствовать в кайме. Среднее содержание анортита в кайме обычно выше, чем в ядре. Граница разделения кристалла на ядро и кайму проходит по поверхности растворения и часто маркируется цепочкой расплавных включений. Зональность плагиоклаза отдельных извержений имеет индивидуальные черты, отличающие её от других. Теоретически, это может быть использовано для корреляции профилей между извержениями, однако практически для вулкана Безымянный подобных соотношений не наблюдается.

Ядра вкраплешшков обычно имеют осшшляционную зональность со скачками состава. Средний состав их составляет около 55-60 % анортита. Крупные вкрапленники (>2 мм, часто представленные двойниками) могут иметь более сложное строение ядер. Корреляция зоналыюстей ядер среди различных вкрапленников отсутствует как в пределах одного извержения, так и от одного извержения к другому. Встречающиеся

15

редкие корреляции зональности являются исключением. Зональность мелких вкрапленников повторяет зональность кайм фенокристаллов: анортитовая внутренняя часть, часто с множеством расплавных включений (соответствует зоне резорбции) сменяется более каймой более кислого плагиоклаза (соответствует нормальной зональности). Однотипная зональность кайм и микровкрапленников указывает на одни ТР условия и синхронность их кристаллизации.

Состав кристаллизующегося плагиоклаза в магматической системе зависит от состава сосуществующего расплава, температуры и активности воды [Almeev and Ariskin 1996; Ariskin et al. 1993; Housh and Luhr 1991; Pletchov and Gerya 1998; Putirka 2005], и мало зависит от литостатического давления [Lange et al. 2010]. Экспериментальные исследования [Nelson and Montana, 1992] в сухих системах показывают, что резкое уменьшение давления на 4-12 кбар приводит к значительному растворению плагиоклаза с образованием кристаллов губчатого строения. Подобные кристаллы часто встречаются в базальтовых лавах, например, в лавах вулкана Ключевской [Черткова и др. 2010]. На вулкане Безымянный губчатые

ядра плагиоклазов встречаются значительно реже, чем плагиоклазы с зональностью других типов. Давление в магматическом очаге, питающем современные извержения, не превышает несколько кбар [Shcherbakov et al., 2011], поэтому резкий сброс давления, смоделированный [Nelson and Montana 1992], не может являться фактором, формирующим зональность вкрапленников. Однако в флюидопасыщенных магмах давление определяет растворимость флюида (в том числе 1ЬО), и таким образом вариации давления могут косвенно влиять на температуру и состав кристаллизующегося плагиоклаза. Давление в магматическом очаге определяется не только объемом вышележащих пород, но п динамическими факторами - пополнением очага новыми порциями магмы, расходом магмы при извержении.

16

Расстояние от края (мкм}

Рис. 5. Профили состава двух вкрапленников плагиоклаза извержения января 2005 года, полученные по В5Е-изображениям. Зональность внешних кайм сходна для вкрапленников одного извержения, в то время как зональность ядер индивидуальна для каждого вкрапленника. Стрелки указывают сходные элементы в зональности кайм, вертикальные пунктирные линии отделяют на профиле ядро от каймы.

Расчеты равновесия плагиоклаз-расплав показывают, что широкий диапазон составов плагиоклаза может кристаллизоваться в магматической камере без привноса значительного количества мафического материала. Этот широкий диапазон составов может быть объяснен кристаллизацией в разных частях магматической камеры, отличающихся по температуре, степени кристалличности и содержанию воды в расплаве. Зоны с высоким содержанием анортитового минала могут кристаллизоваться в наиболее горячей части магматической камеры, а зоны с наименьшим содержанием анортитового минала - в наиболее холодных, богатых кристаллами, например, краевых частях очага. Плавное изменение среднего состава зон с осцилляционной зональностью может отражать малоамплитудные конвективные перемещения кристалла в магме [Pearce and Kolisnik 1990]. Интенсивное растворение плагиоклаза свидетельствует о периодическом нагреве магматической системы, которое может быть объяснено поступлением в магматическую камеру относительно горячих порций магм, подогревающих нижнюю часть очага и приводящих к конвекции [Couch et al., 2001].

В литературе [Ruprecht and Wömer, 2007], на основе соотношений содержания железа и состава плагиоклаза во вкрапленниках проводится выделение доминирующего процесса формирования зональности. Кристаллы с положительной корреляцией FeO-Хдп формируются за счет химического смешения - непосредственного взаимодействия вкрапленников с веществом мафической магмы, поступающей в магматический очаг. Отсутствие корреляции указывает на доминирование процесса автосмешения [self-mixing, в работе Couch et al., 2003], заключающегося в основном в конвективном перемешивании вещества магматического очага за счет подогрева поступающей в очаг магмой без существенного химического обмена. На рис. 6 нанесены содержания Fe в плагиоклазах (для сравнения черными точками показаны содержания Fe в плагиоклазах меланократовых включений, см. Главу 5). Линиями показаны содержания Fe в плагиоклазе, равновесном с составами расплавных включений, рассчитанные на основе коэффициентов распределения [Bindeman et al., 1998]. Большая часть диапазона составов плагиоклаза может кристаллизоваться без привлечения дополнительного источника мафического материала. Исключение составляют наиболее кальциевые составы. Они, как правило, характерны для редких губчатых ядер плагиоклаза, и вероятнее всего попадают в магму при дезинтеграции темноцветных включений, в обилии содержащих губчатые плагиоклазы.

В целом, слабая корреляция между номером и содержанием железа в плагиоклазе

подразумевает, что химический обмен между поступающей и резидентной магмой весьма ограничен. Учитывая тот факт, что поступление магмы в магматический очаг должно сопровождаться как термическим, так и химическим обменом, в магматической системе вулкана Безымянный должны существовать условия нивелирующие или тормозящие химическое взаимодействие. К таким условиям могут относиться близкий химический состав питающей и резидентной магм, быстрая кристаллизация поступающих в очаг магм с образованием высококристалличных консолидированных включений, препятствующих химическому обмену.

Таким образом, ритмичная зональность плагиоклазов, вероятнее всего, является результатом многократного попадания более горячей магмы в очаг, ведущим к разогреву и растворению вкрапленников, в том числе и плагиоклаза. Растворение вкрапленников, в свою очередь, изменяет состав матричного расплава и увеличивает кальциевость равновесного с ним плагиоклаза. Вынужденная конвекция приводит к перемешиванию магмы в магматическом очаге и температурному переуравновешиванию с последующей кристаллизацией зон плагиоклаза более кальциевого состава [Jellinek and Kerr 1999; Oldenburg et al. 1989; Ruprecht et al. 2008]. При этом значительного изменения состава расплава не происходит из-за близких составов смешивающихся магм (см. Главу 5). Повышенные содержания анортитовой составляющей во внешних частях абсолютного большинства вкрапленников свидетельствует о том, что подпитка магматической системы происходила перед каждым изученным извержением.

Ап, мол.%

Рис 6. Зависимость содержания Ре во вкрапленниках и микролитах плагиоклаза для пород вулкана Безымянный извержений 20002007 гг. (серые ромбы) и для плагиоклазов темноцветных включений (черные квадраты, см. Главу 5). Линии соответствуют содержаниям в плагиоклазе рассчитанным по коэффициентам распределения из Вшёетап а1. [1998| для среднего состава расплава (сплошные линии 2.9% ГеО и 900 и 1000°С) и составов с минимальным и максимальным содержанием Ре (пунктирные линии, 1.5% РеО, 900°С и 4% РеО, 1000°С).

Глава 5. Петрология мафитовых включений и ксенолитов извержения 14-15 декабря 2007 года.

(:обоснование третьего защищаемого положения)

Продукты извержения 2007 года характеризуются наличием в них включений округлой формы. Размер включений варьирует от нескольких до 30-40 см. Макроскопически, включения более плотные, чем вмещающие андезибазальты и отличаются большим цветным числом. На поперечном срезе во включениях отчетливо проявляется зональность, выраженная в вариациях пористости. Внешняя часть более плотная, поры имеют малый размер, в то время как центральная часть более пористая с крупными порами. Внутри включений найдены два перидотитовых ксенолита размером 13 см. Ксенолиты имеют угловатую форму и окружены каемкой темноцветных минералов.

Петрология мафитовых включений.

Мафитовые включения состоят из вкрапленников (-20%) и основной массы. Текстура пористая, поры занимают порядка 20% от общей площади шлифов. Вкрапленники представлены плагиоклазом, ортопироксеном, клинопироксеном, титаномагнетитом, сульфидами, редкими зернами оливина и роговой обманки.

Крупные вкрапленники плагиоклаза внутри включений имеют губчатое ядро, каналы в котором заполнены стеклом и мелкими твердофазными включениями ромбического пироксена, апатита и рудного минерала. Плагиоклаз в сердцевинах кристаллов богат анортитом (до Ап85). Внешние части вкрапленников имеют резкую нормальную зональность. Состав меняется от центра к краю от Ап85 до АП45.50. Оливин (Ь"о6.)_77) представлен округлыми зернами размером до 0.2 мм, окруженными ортопироксен-магнетитовыми реакционными каймами мощностью до 300 мкм (Рис. 7а). Роговая обманка образует ксеноморфные зерна, окруженные каймой опацитизации (Рис. 76) и встречается в сростках с плагиоклазом, пироксенами, титаномагнетитом. Амфиболы характеризуются высокими содержаниями А1203 (13.5-15 вес.%), что соответствует глубине кристаллизации ~ 490-790 МПа [калибровка ЕШоШ « а!., 2010]. Основная масса пористая, состоит из микролитов плагиоклаза, пироксенов, рудных минералов и стекла. Для микролитов плагиоклаза характерно образование скелетных форм. Пироксен образует длиннопризматические кристаллы. Стекло основной массы имеет риолитовый состав. Состав стекла гомогенен внутри каждого включения, но значимо отличается от включения к включению. Содержание ЗЮ2 варьирует в пределах 70.5-74.85%, СаО - 1.42.42%, \-tgO - 0.39-0.7%, К20 - 3.26-3.46% мас.%.

Рис. 7. Выделения оливина (а) и роговой обманки (б) внутри темноцветных включений, окруженных реакционной каймой. Фотографии в проходящем свете.

На диаграммах TAS и K20-Si02 (Рис. 8) отчетливо проявляется систематическое различие в составах вмещающих пород и темноцветных включений. Исследованные образцы хорошо соответствуют составам пород вулкана Безымянный, приведенным в других работах [Альмеев, 2005; Almeev et al., in press; Shipman et al., in press]. Составы мафитовых включений соответствуют наиболее бедным Si02 и К20 составам, описанным на вулкане Безымянный, а также высокоглиноземистым базальтам вулкана Ключевской.

Rhyolite

SÍÜ2, VVt.%

high-K

medium-K

low-K

SÍO2, vvt.%

Рис 8. Составы

вмещающих андсзибазальтов и мафн гивых включении на диаграммах TAS и К20-

SiO,. Вмещающие породы - кружки, мафитовые включения - треугольна

Содержания микроэлементов во включениях и вмещающих породах имеют близкие значения. Более богатые кремнеземом вмещающие породы имеют повышенные содержания несовместимых элементов (ЯЬ, С5, ТЬ, Ьа, Ва и др.) и пониженные

содержания совместимых (№, Эс). Исключение составляет Сг, содержания которого выше во вмещающих породах.

Структурные и текстурные особенности позволяют интерпретировать мафитовые включения как результат внедрения более горячей магмы в магматический очаг. Фрагментация магмы при внедрении приводит к образованию небольших округлых обособлений, подобных каплям, которые из-за своего небольшого объема быстро кристаллизуются с образованием скелетных и длиннопризматических кристаллов и резкой нормальной зональности вкрапленников.

Набор вкрапленников во включениях свидетельствует об их гибридном генезисе. Исходная базальтовая или андезибазальтовая магма, проходя через магматическую систему вулкана Безымянный, могла ассимилировать более кремнекислую, богатую роговой обманкой магму, схожую с магмой 1956 г. Количество ассимилированного материала не поддается количественной оценке из-за неопределённости состава ассимилированной магмы (богатые роговой обманкой породы вулкана Безымянный имеют широкий спектр составов [Альмеев, 2005]) и исходного состава базальтовой магмы.

Петрология ксенолитов

В породах вулкана Безымянный было найдено два перидотитовых ксенолита. Наименее измененный ксенолит состоит из крупного оливина, крупных зерен шпинели и наложенных жил перекристаллизации. На границе с вмещающей породой наблюдаются реакционные каймы. Мощность кайм по сравнению с размером ксенолита мала и внутренняя часть ксенолита не претерпела изменения в процессе транспортировки через магматическую систему. На основе петрологического исследования образца оценивались Т-Р-Го: параметры мантии в области магмогенерации под вулканом Безымянный и характер ее метасоматического изменения.

Ксенолит включает в себя два парагенезиса: первичный гарцбургитовый и наложенный оливин-ортопироксен-клинопироксен-амфиболовый. Первичный парагенезис представлен магнезиальным оливином ^087.2-91.0), образующим крупные зерна до 2-3 мм, с деформационными дислокациями и значительным количеством планарных элементов, насыщенных мелкими флюидными включениями. Ортопироксен образует призматические зерна длиной до 0.1 мм. Его состав варьирует в пределах En89.7-91.6Fs3.-j-9.4Woo.1-o.9-Кристаллы хромшпннелида имеют округлую форму и бухтообразные границы. Ядра некоторых зерен имеют более глиноземистый состав и более высокое отношение по сравнению с краевыми частями зерен. На основной парагенезис накладываются прожилки перекристаллизации, сложенные преимущественно

21

ортопироксеном (Еп90.0-91.бР384-9^о„.,.0.7), а в центральных зонах содержащие обособления клинопироксена (Еп47М08Р54.и51)\Уо42;мМ), оливина (Ро«,.,.*,.,) и хромшпинелида (Сг/(Сг+А1)=0.46-0.58).

Крупный первичный хромщпинелид в исходном парагенезисе определяет фацию шпинелевых перидотитов. Составы сосуществующих оливина и хромшпинелида

1

соответствуют температуре равновесия 947±36°С (n=14, [Ballhaus, 1991]). Фугитивность кислорода, определенная по оливин-хромшпинелевому равновесию [Ballhaus, 1991] при давлении 15 кбар, варьирует от 1.8 до 2.6 лог. единиц выше кислородного буфера QFM, составляя в среднем +2.1±0.4 (п=14). Термометрия на основе Срх-Орх равновесия и содержания Ca в ортопироксене [Brey and Kohler, 1990] дает значения 800-900°С (при давлении 1.21.5 ГПа). Минеральные пары Ol-Cpx из зон перекристаллизации исходного

парагенезиса отвечают температурам равновесия 1080±12°С (n=6, [Loucks 1996]).

Исходя из петролого-минералогических особенностей ксенолита, его формирование происходило в три этапа [Ionov et al., in press]:

1. Первичный гарцбургитовый

парагенезис сформировался в результате высоких степеней

: 0.5

Э »

и

-- OSMA Шивелуч

\ / /40% ^

\\ \УИ 1 Трл J Авачинский

\ \ 10%\ \ \

\ \ \ 1 \

95

90

Fo.

85

80

Рис. 9. Диаграмма составов сосуществующих оливинов и хромшпннелндов в мантийных ксенолитах. Сг# шпинели - отношение Сг/(Сг+А1), Fo,% - содержание форстерита в оливине. Кружками нанесены оливин-шпинелевые парагенезисы ксенолитов вулкана Безымянный, серые поля оконтуривают составы оливина и шпинели ксенолитов вулканов Шивелуч и Авачинский (Bryant et al., 2007, lonov et al., 2010). Пунктирными линиями ограничено поле составов, характерных для мантийных перидотитов (OSMA) no [Arai et al. 1994|. Сплошная линия показывает степень плавления

мантийного субстрата по |Реагсе е1 а1., 2000] плавления мантийного субстрата, не менее 20% плавления относительно состава

фертилыюй мантии МОЯВ (РММ, [Реагсе « а1„ 2000]). Реститы плавления затем

были перемещены в литосферную мантию, где испытали охлаждение и подверглись

деформации с образованием структур кинкбэнд в крупном оливине.

2. Охлаждение высокотемпературного ортопнроксена первичной ассоциации,

содержащего повышенные концентрации Са, А1 и Сг, привело к формированию

пироксенов и шпинели наложенной ассоциации. Вероятно, к этой стадии относится

обогащение ортопирокеена несовместимыми элементами за счет просачивания обогащенного расплава или флюида.

3. На последней стадии произошел захват ксенолита магмой, питающей магматическую систему вулкана Безымянный и его транспортировка к поверхности.

Публикации по теме диссертации:

Статьи:

1. Щербаков В.Д., Плечов П.Ю. "Петрология мантийных ксенолитов в породах вулкана Безымянный (Камчатка)" // ДАН, 2010 т. 434, № 6.

2. Черткова Н.В., Цай А.Е., Миронов Н.Л., Щербаков В.Д. "Термодинамические условия генерации и подъема расплавов из магматических очагов (на примере вулкана Ключевской)"// Вестник МГУ серия 4. Геология, 2010, т.65, №1, с. 38-46

3. Плечов П.Ю., Цай А.Е., Щербаков В.Д., Дирксен О.В. "Роговые обманки в андезитах извержения 30 марта 1956 г. вулкана Безымянный и условия их опацитизации"// Петрология, 2008, т.16, № 1, С. 21-37.

4. Shcherbakov V.D., Plechov P.Y., Izbekov Р.Е., Shipman J.S. "Plagioclase zoning as an indicator of magma processes at Bezymianny Volcano, Kamchatka" // Contributions to Mineralogy and Petrology, 2011, V. 162 pp. 83-99

Тезисы докладов на российских и международных конференциях:

1. Плечов П.Ю., Цай А.Е., Щербаков В.Д. "Роговые обманки андезитов вулкана Безымянный и условия их разложения на плагиоклаз-ортопироксен-магнетитовый агрегат" // Ежегодный семинар по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии 18-19 апреля 2006, Москва

2. Плечов П.Ю., Щербаков В.Д-, Цай А.Е., Чевычелов В.Ю. "Экспериментальное изучение реакций опацитизации роговых обманок" // Ежегодный семинар по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии 24-25 апреля 2007, Москва

3. Щербаков В.Д., Зональность плагиоклаза как индикатор магматических процессов под вулканом Безымянный, Камчатка // Планета Земля: актуальные вопросы геологии глазами молодых ученых и студентов, 6-7 апреля 2009, Москва

4. Shcherbakov V., Izbekov P.,' Plechov P., and PIRE team. "Petrological constraints on magma processes at Bezymianny volcano, Kamchatka" // AGU Fall meeting 2008, 15-19 December 2008, San Francisco.

5. Shcherbakov V., Plechov P., Izbekov P. "Plagioclase zoning as an indicator of processes in magma system beneath Bezymianny volcano, Kamchatka" // JKASP-09 meeting, 2126 June 2009, Fairbanks.

6. Plechov P., Shcherbakov V., Tzay A., Humphreys M. "Time constraints for magma supply in Bezymianny and Shiveluch volcanic systems" // JKASP 2009, Fairbanks, Alaska, USA, pp.223-225

7. Shcherbakov V., Plechov P., Izbekov P. "Plagioclase zoning as an indicator of magma processes at Bezymianny Volcano, Kamchatka" // Cities on Volcanoes 6, 31 May - 4 June 2010, Puerto de la Cruz, Tenerife, Spain.

8. Shcherbakov V.D., Neill O.K., Izbekov P.E., Plechov P.Yu. Phase equilibria constraints on pre-eruptive conditions of the 1956 Bezymianny magma // JKASP-11 meeting, 25-30 August 2011, Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia.

9. Davydova V.O. Shcherbakov V.D., Plechov P.Yu., Izbekov P.E. Petrology of mafic enclaves in andesites of October 2007 eruption of Bezymianny volcano (Kamchatka) // JKASP-11 meeting, 25-30 August 2011,Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia.

Подписано в печать 03.09.2012 Формат 60x88 1/16. Объем 1.0 п.л. Тираж 100 экз. Заказ № 1234 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119991 г.Москва, Ленинские горы, д. 1 Главное здание МГУ, к. А-102

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Щербаков, Василий Дмитриевич

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1. ОБЗОР ЛИТЕРАТУРНЫХ ДАННЫХ

1.1. Геолого-тектоническое строение Камчатки

1.2. Геологическая характеристика Ключевской группы вулканов

1.3. Характеристика эруптивной деятельности вулкана Безымянный

ГЛАВА 2. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

2.1. Исследованные образцы

2.2. Методы аналитических исследований состава минералов и стекол

2.3. Методы аналитических исследований валового состава пород

2.4. Методика экспериментального исследования фазовых равновесий

2.5. Методика исследования зональности плагиоклаза

ГЛАВА 3. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ПРЕДЭРУПТИВНЫХ ПАРАМЕТРОВ МАГМЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ 1956 ГОДА

3.1. Петрография продуктов извержения 1956 г.

3.2. Параметры кристаллизации магм извержения 1956 г.

3.3. Результаты экспериментальных исследований

3.4. Параметры кристаллизации магмы перед извержением 1956 года.

3.5. Оценка времени пребывания магмы на малых глубинах 44 Выводы

ГЛАВА 4. ПЕТРОЛОГИЯ ПРОДУКТОВ ИЗВЕРЖЕНИЙ 2000-2007 ГГ.

4.1. Петрография продуктов извержений 2000-2007 гг.

4.2. Зональность плагиоклазов

4.3. Формирование зональности плагиоклаза 66 Выводы

ГЛАВА 5. ПЕТРОЛОГИЯ ВКЛЮЧЕНИЙ И КСЕНОЛИТОВ ИЗВЕРЖЕНИЯ

14-15 ДЕКАБРЯ 2007 ГОДА

5.1. Петрография мафитовых включений

5.2. Петролого-минералогическая характеристика гарцбургитовых ксенолитов

5.3. ?-Т^02 условия равновесия первичного и наложенного парагенезисов сенолитов.

5.4. Генезис ксенолитов

5.5. Происхождение мафитовых включений 95 Выводы

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрологические особенности современного эруптивного цикла вулкана Безымянный, Камчатка"

Вулкан Безымянный является одним из наиболее активных андезитовых вулканов мира. Начиная с начала современного эруптивного цикла (1956 г.), насчитывается более 40 извержений. Характер эруптивной деятельности (частота и тип извержений) и состав эруптивных продуктов закономерно меняется со временем, отражая эволюцию магматической системы. Частые извержения на протяжении всего современного цикла позволяют прослеживать изменения, происходящие в магматической системе в течение эруптивного цикла. Целью данной работы является исследование эволюции магматической системы вулкана Безымянный с 1956 по 2007 гг. и выявление причин возникновения антидромной последовательности продуктов извержений. Основные задачи, стоящие перед работой:

1. Петрологическое исследование эруптивных продуктов последнего эруптивного цикла вулкана Безымянный.

2. Детальное петрологическое исследование продуктов извержения 1956 г., характеризующих начало эруптивного цикла.

3. Детальное петрологическое исследование продуктов серии извержений 2000-2007 гг., характеризующих современный этап эруптивного цикла.

4. Петрологическое изучение темноцветных включений и перидотитовых ксенолитов для изучения магматической системы в. Безымянный.

5. Построение петрологической модели магматической системы вулкана Безымянный. Материал для исследования был собран автором в ходе совместных полевых работ российско-американского проекта PIRE (Partnership in International Research and Education) на в. Безымянный в 2007-2009 гг. Образцы извержений 2000-2007 гг. были частично отобраны автором, а частично предоставлены Павлом Избековым, Александром и Мариной Белоусовыми и Филиппом Кайлом. Для исследования было изготовлено более 40 прозрачно-полированных шлифов, около 10 препаратов из эпоксидной смолы с монофракциями минералов. При исследовании было получено более 500 фотографий в отраженных электронах и проведено более 1500 микрозондовых анализов минералов и стекол. Для характеристики состава пород были проведены 8 анализов содержания петрогенных окислов рентгено-флуоресцентным методом и 8 анализов содержаний редких и рассеянных элементов методом масс-спектрометрии индуктивно-связанной плазмы. При исследовании содержаний редкоземельных элементов в минералах было проведено 15 анализов на масс-спектрометре индуктивно-связанной плазмы с лазерной экстракцией. В ходе экспериментальных исследований было проведено 20 серий экспериментов на установках типа газовой бомбы с внешним нагревом длительностью 8-165 часов. По теме диссертационной работы опубликовано 13 научных работ, включая 4 статьи в периодических научных изданиях (в том числе 4 публикаций из списка ВАК) и 9 тезисов докладов на Всероссийских и Международных конференциях. Результаты исследований докладывались на ежегодном совещании американского геофизического союза (AGU 2008, 2010) конференциях Japan-Kamchatka-Aleutian subduction processes (2009, 2011).

Автор выражает признательность всем тем, кто оказывал помощь и поддержку при работе над диссертацией на стадиях отбора полевого материала, препаратоподготовки, инструментальных исследований и осмысления материала. Автор благодарит своего научного руководителя Павла Юрьевича Плечова за колоссальную поддержку, терпение и участие в становлении петрологического мировоззрения автора. Автор выражает благодарность преподавателям и сотрудникам кафедры петрологии геологического факультета МГУ. Неоценимый вклад в работу сделан участниками проекта PIRE - Дж. Айхельбергером, П.Э. Избековым, Е.И. Гордеевым, С.В. Ушаковым, С. Сероветниковым, В. Пилипенко, О. Ниллом, Т. Кайзар, Т. Лопес, О. Кривомазовой, М.Г. Белоусовой, А.Б. Белоусовым. В микрозондовых исследования неоценимую помощь оказали В.О. Япаскурт, Е.В. Гусева, Н.Н. Коротаева, О. Нил, К. Северин. Автор благодарит А.Б. Перепелова, Ю.А. Костицина и А.А. Плечову за помощь в проведении анализов валового и изотопного состава пород; П.Э. Избекова, Дж. Ларсен и коллектив лаборатории экспериментальной петрологии Университета Аляски за содействие при проведении экспериментальных исследований; Д. Ионова, А.Бернара, Т. Сиссона, Ч. Бэйкона, Дж. Вудена за проведение анализов на ионном микрозонде. Автор благодарит О. Нила, Ф. Рупперта, М. Хамфрейс, P.P. Альмеева, Б. Скаиллета за плодотворные обсуждения и ценные комментарии в ходе написания работы. Автор весьма признателен П.Э. Избекову за постоянную всестороннюю поддержку в ходе экспедиций и работы над материалом. При обработке материала и создании иллюстраций помощь оказала В.О. Давыдова. Написание работы, пожалуй, было бы невозможным без постоянной поддержки членов семьи - Е.И. Родионовой, Д.Е. Щербакова и Т.Д. Щербаковой.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Щербаков, Василий Дмитриевич

ВЫВОДЫ

1. Магма, питающая очаг в. Безымянный, имеет андезибазальтовый состав, схожий с составом высокоглиноземистых базальтов в. Ключевской. Гибридный набор вкрапленников свидетельствует о том, что в процессе подъема к поверхности основная магма смешивалась с более кислой магмой глубинного магматического очага, богатой роговой обманкой.

2. Гарцбургитовые ксенолиты, выносимые на поверхность питающей очаг магмой, имеют мантийное происхождение. Составы оливина и шпинели свидетельствуют, что до захвата магмой ксенолиты испытали 20-30% плавление относительно фертильных перидотитов типа МОЯВ (РММ).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе фактического материала, изложенного в главах 3-5, можно сформулировать следующие защищаемые положения:

1. Перед катастрофическим извержением вулкана Безымянный 30 марта 1956 года извергнутый объем магмы испытал подъем из глубинного очага (> 8км) и аккумулировался на глубине <3.4 км, соответствующей давлению <100 МПа, где магма находилась 4-37 дней перед катастрофическим извержением.

2. Продукты извержения вулкана Безымянный 2000-2007 гг., кристаллизовались при давлении 70-80 МПа и температуре 915°С. На основе зональности вкрапленников плагиоклаза установлено, что магматический очаг, питающий пополнялся новыми порциями магмы перед каждым извержением. Смешивающиеся магмы имели близкий химический состав. При смешении главенствующую роль играл теплообмен, приводящий к конвекции в магматическом очаге и формированию ритмичной зональности плагиоклаза.

3. Магма, питающая очаг, имеет базальтовый состав. В процессе подъема к поверхности базальтовая магма ассимилировала материал глубинного магматического очага, представленный роговообманковыми андезитами. Гарцбургитовые ксенолиты, выносимые на поверхность этой магмой имеют реститогенное мантийное происхождение и образовались в результате 30-40% плавления мантийного субстрата и последующей метасоматической проработки богатым некогерентными элементами флюидом.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Щербаков, Василий Дмитриевич, Москва

1. Авдейко Г.П., Палуева A.A., Хлебородова O.A. (2006) Геодинамические условия вулканизма и магмообразования Курило-Камчатской островной дуги. Петрология, 14(3):249-267.

2. Альмеев P.P., Арискин A.A. (1996) ЭВМ-моделирование расплавно-минеральных равновесий в водосодержащей базальтовой системе. Геохимия. 7:624-636.

3. Альмеев P.P., Арискин A.A., Озеров А.Ю., Кононкова H.H. (2002) Проблемы стехиометрии и термобарометрии магматических амфиболов (на примере роговых обманок из андезитов вулкана Безымянный, Восточная Камчатка). Геохимия, 8:803-819.

4. Арискин A.A., Мешалкин С.С., Альмеев P.P., Бармина Г.С., Николаев Г.С. (1997) Информационно-поисковая система ИНФОРЭКС: анализ и обработка экспериментальных данных по фазовым равновесиям изверженных пород. Петрология. 5(1):32-41.

5. Волынец О.Н., Антипин B.C., Перепелов А.Б., Аношин Г.Н. (1990) Геохимия вулканических серий островодужной системы в приложении к геодинамике (Камчатка). Геология и геофизика. 5:3-13.

6. Гонтовая Л.И., Гордиенко В.В., Попруженко C.B., Низкоус И.В. (2007) Глубинная модель верхней мантии Камчатки. Вестник КРАУНЦ, Серия Науки о Земле, 9:90-104.

7. Горшков Г.С., Богоявленская Г.Е. (1965) Вулкан Безымянный и особенности его последнего извержения 1955-1963 гг. Москва, Наука, 172 с.

8. Жаринов H.A., Энман В.Б., Скуридин Ю.Ф. и др. (1984) Об изучении деформаций земной поверхности на Ключевском вулкане (1978-1982 гг.). Вулканология и сейсмология, 4:67-75.

9. Иванов Б.В., Попруженко C.B., Апрелков С.Е. (2001) Глубинное строение Центрально-Камчатской депрессии и структурная позиция вулканов. Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. ИВГиГ ДВО РАН, Петропавловск -Камчатский, 428с.

10. Кадик A.A., Максимов А.П., Иванов Б.В. (1986) Физико-химические условия кристаллизации и генезис андезитов (на примере Ключевской группы вулканов) // М.:Наука, 157с.

11. Кепежинскас П.К. (1990) Кайнозойские вулканические серии обрамления окраинных морей. Наука, 173 с.

12. Огородов H. В., Кожемяка H. H., Важеевская А. А., Огородова А. С.(1972) Вулканы и четвертичный вулканизм Срединного хребта Камчатки. — М.: Наука, 192 с.

13. Озеров А.Ю., Арискин A.A., Кайл Ф., Богоявленская Г.Е., Карпенко С.Ф. (1997) Петролого-геохимическая модель генетического родства базальтового и андезитового магматизма вулканов Ключевской и Безымянный, Камчатка. Петрология, 5(6):614-635.

14. Плечов П.Ю., Цай А.Е., Щербаков В.Д., Дирксен О.В. (2008а) Роговые обманки в андезитах извержения 30 марта 1956 г. вулкана Безымянный и условия их опацитизации. Петрология, 16(1):21-37

15. Плечов П.Ю., Фомин И.С., Мельник О.Э., Горохова Н.В. (20086) Эволюция состава расплава при внедрении базальтов в кислый магматический очаг. Вестник МГУ, серия IV, геология,4:35-44.

16. Плечов П.Ю., Шишкина Т.А., Ермаков В.А., Портнягин М.В. (2008в) Условия формирования алливалитов (оливин-анортитовых кристаллических включений) Курило-Камчатской островной дуги. Петрология, 16(3):248-276.

17. Соболев A.B. (1996) Включения расплавов в минералах как источник принципиальной петрологической информации. Петрология, 4(3): 22 8 239.

18. Толстых M.JL, Наумов В.Б., Бабанский А.Д., Богоявленская Г.Е., Хубуная С.А. (2003) Химический состав, летучие компоненты и элементы-примеси расплавов, формировавших андезиты вулканов Курило-Камчатского региона. Петрология, 11(5):451-471.

19. Толстых М.Н., Наумов В.Б., Богоявленская Г.Е., Кононкова H.H. (1999) Андезит-дацит-риолитовые расплавы при кристаллизации вкрапленников андезитов вулкана Безымянный, Камчатка. Геохимия, 1999, 1:14-24.

20. Федотов С.А., Жаринов H.A., Гонтовая Л.И. (2010) Магматическая питающая система Ключевской группы вулканов (Камчатка) по данным об ее извержениях, землетрясениях и глубинном строении. Вулканология и сейсмология,. 1:3-35.

21. Фролова Т.И., Плечов П.Ю., Тихомиров П.Л., Чураков C.B. (2001) Расплавные включения в минералах алливалитов Курило-Камчатской островной дуги. Геохимия, 39(4):336-346.

22. Щербаков В.Д., Плечов П.Ю. (2010) Петрология мантийных ксенолитов в породах вулкана Безымянный (Камчатка). Доклады Академии Наук 434(6): 1-4.

23. Abramoff M.D., Magelhaes P.J., Ram S.J. (2004) Image processing with ImageJ. Biophotonics International 11 (7):36-42

24. Amma-Miyasaka M., Nakagawa M. (2002) Origin of anorthite and olivine megacrysts in island-arc tholeiites: petrological study of 1940 and 1962 ejecta from Miyake-jima volcano, Izu-Mariana arc. Journal of Volcanology Geothermal Research, 117:263-283.

25. Anderson A.T. (1984) Probable Relations between Plagioclase Zoning and Magma Dynamics, Fuego Volcano, Guatemala. Am Mineral 69(7-8):660-676

26. Arculus R.J. Wills K.J.A. (1980) The petrology of plutonic blocks and inclusions from the Lesser Antilles Island Arc. Journal of Petrology 21(4):743-799

27. Ariskin A.A., Barmina G.S. (2004) COMAGMAT: Development of a magma crystallization model and its petrological applications. Geochemistry International 42:1-157

28. Ariskin A.A., Frenkel M.Y., Barmina G.S., Nielsen R.L. (1993) COMAGMAT a fortran program to model magma differentiation processes. Computers and Geosciences 19(8): 1155-1170

29. Ballhaus C. (1991) High-pressure experimental calibration of olivine-orthopyroxene-spinel oxygen barometer: implications for the oxidation state of the upper mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology, 107(l):27-40.

30. Becke F (1892) Petrographische Studien am Tonalit der Rieserferner. Zeitschrift fur Kristallographie, Mineralogie und Petrographie, 13(5):379-430

31. Belousov, A.B. (1996). Deposits of the 30 March 1956 directed blast at Bezymianny Volcano, Kamchatka, Russia. Bulletin of Volcanology, 57:649-662.

32. Belousov, A.B., Voight, B., Belousova, M.G. (2007) Directed blasts and blast-currents: a comparison of the Bezymianny 1956, Mount St Helens 1980, and Soufriere Hills, Montserrat 1997 eruptions and deposits. Bulltin of Volcanology. 69:701-740.

33. Berlo K, Blundy J, Turner S, Hawkesworth C (2007) Textural and chemical variation in plagioclase phenocrysts from the 1980 eruptions of Mount St. Helens, USA. Contributions to Mineralogy and Petrology, 154(3):291-308

34. Bindeman I.N., Davis A.M., Drake M.J. (1998) Ion microprobe study of plagioclase-basalt partition experiments at natural concentration levels of trace elements. Geochimica Cosmochimica Acta 62(7): 1175-1193

35. Blundy J., Cashman K., Humphreys M. (2006) Magma heating by decompression-driven crystallization beneath andesite volcanoes. Nature 443(7107):76-80

36. Blundy J.D., Holland T.J.B. (1990) Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 104:208-224.

37. Blundy, J. Cashman K.V. (2005). Rapid decompression-driven crystallization recorded by melt inclusions from Mount St. Helens volcano. Geology 33(10):793-796.

38. Blundy, J., Cashman, K.V. (2001). Ascent-driven crystallisation of dacite magmas at Mount St Helens, 1980-1986. Contributions to Mineralogy and Petrology, 140:631650.

39. Blundy, J., Cashman, K.V., Humphreys, M.C.S. (2006). Magma heating by decompression-driven crystallization beneath andesite volcanoes. Nature, 443:76-80.

40. Bogdanov N.A. (1988) Geology of the Komandorsy deep basin. Journal of Physics of the Earth 36:65-71.

41. Browne B., Izbekov P., Eichelberger J., Churikova T. (2010) Pre-eruptive storage conditions of the Holocene dacite erupted from Kizimen Volcano, Kamchatka. International Geology Review. 52(1):95-110.

42. Browne, B.L., Gardner, J.E. (2006) The influence of magma ascent path on the texture, mineralogy, and formation of hornblende reaction rims. Earth Planetary Science. Letters, 246(3-4): 161-176.

43. Brugger, C.R., Hammer, J.E. (2010). Crystallization kinetics in continuous decompression experiments: Implications for interpreting natural magma ascent processes. Journal of Petrology, 51(9): 1941-1965.

44. Brugger, C.R., Johnston, A.D., Cashman, K.V. (2003). Phase relations in silicic systems at one-atmosphere pressure. Contributions to Mineralogy and Petrology, 146:356-369.

45. Candela P.A. (1986) The evolution of aqueous vapor from silicate melt: Effect on oxygen fugacity. Geochimica Cosmochimica Acta, 50(6): 1205-1211.

46. Cashman, K.V. (1992). Groundmass crystallization of Mount St. Helens dacite, 19801986: A tool for interpreting shallow magmatic processes. Contributions to Mineralogy and Petrology, 109:431-449.

47. Costa F., Chakraborty S., Dohmen R. (2003) Diffusion coupling between trace and major elements and a model for calculation of magma residence times using plagioclase. Geochimica Cosmochimica Acta 67(12):2189-2200

48. Cottrell E., Gardner J.E., Rutherford M.J. (1999). Petrologic and experimental evidence for the movement and heating of the pre-eruptive Minoan rhyodacite (Santorini, Greece). Contributions to Mineralogy and Petrology, 135:315-331.

49. Couch S., Sparks R.S.J., Carroll M.R. (2001) Mineral disequilibrium in lavas explained by convective self-mixing in open magma chambers. Nature, 411(6841): 1037-1039

50. Davidson J.P., Tepley F.J. (1997) Recharge in volcanic systems: Evidence from isotope profiles of phenocrysts. Science, 275(5301):826-829

51. Devine, J.D., Gardner, J.E., Brack, H.P., Layne, G.D., Rutherford, M.J. (1995) Comparison of microanalytical methods for estimating H20 contents of silicic volcanic glasses. American Mineralogist. 80(3^1):319-328.

52. Donovan J.J., Kremser D., Fournelle J.H. (2007) Probe for Windows user's guide and reference, Enterprise edition. Probe Software, Inc, Eugene.

53. Gardner, J.E., Rutherford, M., Carey, S., Sigurdsson, H., (1995) Experimental constraints on pre-eruptive water contents and changing magma storage prior to explosive eruptions of Mount St Helens Volcano. Bulletin of Volcanology, 57:1-17.

54. Geist, E.L., Scholl, D.W.(1994) Large-scale deformation related to the collision of the Aleutian Arc with Kamchatka. Tectonics, 13(2):538-560.

55. Geschwind, C.-H., Rutherford, M.J. (1992) Cummingtonite and the evolution of the Mount St. Helens (Washington) magma system: an experimental study. Geology, 20:1011-1014.

56. Ginibre C., Kronz A., Worner G. (2002a) High-resolution quantitative imaging of plagioclase composition using accumulated backscattered electron images: new constraints on oscillatory zoning. Contributions to Mineralogy and Petrology 142(4):436-448.

57. Ginibre C., Worner G., Kronz A. (2002b) Minor- and trace-element zoning in plagioclase: implications for magma chamber processes at Parinacota volcano, northern Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology 143(3):300-315.

58. Gorbatov A., Kostoglotov V., Suarez G., Gordeev E., (1997) Seismicity and structure of the Kamchatka subduction zone. Journal of Geophysical Research, 102(B8): 1788317898.

59. Grove T.L., Baker M.B., Kinzler R.J. (1984) Coupled CaAl-NaSi diffusion in plagioclase feldspar experiments and applications to cooling rate speedometry. Geochimica Cosmochimica Acta 48(10):2113-2121

60. Hammer J.E., Rutherford M.J. (2002). An experimental study of the kinetics of decompression induced crystallization in silicic melt. Journal of Geophysical Research. 107(Bl), 2021.

61. Hattori K., Sato H. (1996) Magma evolution recorded in plagioclase zoning in 1991 Pinatubo eruption products. American Mineralogist 81(7-8):982-994.

62. Hills E.S. (1936) Reverse and oscillatory zoning in plagioclase feldspars. Geological Magazine 73:49-56

63. Hochstaedter A.G., Kepezhinskas P.K., Defant M.J., Drummond M.S., Bellon H. (1994) On the tectonics significance of arc volcanism in Northern Kamchatka. Journal of Geology, 102:639-654

64. Holland T.J.B.,Blundy J.D. (1994) Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 116:433-447

65. Housh T.B., Luhr J.F. (1991) Plagioclase-Melt Equilibria in Hydrous Systems. American Mineralogist 76(3-4):477-492.

66. Humphreys M.C.S., Blundy J.D., Sparks R.S.J. (2006) Magma Evolution and Open-System Processes at Shiveluch Volcano: Insights from Phenocryst Zoning. Journal of Petrology 47(12):2303-2334.

67. Ivanov A.V., Rasskazov S.V., Chebykin E. P. (2000) Y/Ho Ratios in the Late Cenozoic basalts from Eastern Tuva, Russia: an ICP-MS Study with enhanced data quality. Geostand. Newslett. J. Geostand. Geoanal. 24:197-204.

68. Izbekov P.E. Neill O.K.N., Scherbakov V.D., Plechov P.Yu, et al., Composition of major elements and volatiles in melt inclusions from 1956-2010 eruptive products of Bezymianny volcano. Journal of Volcanology and Geothermal Research, in press.

69. Izbekov P.E., Eichelberger J.C., Ivanov B.V. (2004) The 1996 eruption of Karymsky volcano, Kamchatka: Historical record of basaltic replenishment of an andesite reservoir. Journal of Petrology 45(11):2325-2345.

70. Izbekov P.E., Eichelberger J.C., Patino L.C., Vogel T.A., Ivanov B.V. (2002) Calcic cores of plagioclase phenocrysts in andesite from Karymsky volcano: Evidence for rapid introduction by basaltic replenishment. Geology 30(9):799-802.

71. Izbekov, P., Gardner, J.E., Eichelberger, J.C. (2004). Comagmatic granophyre and dacite from Karymsky volcanic center, Kamchatka: experimental constraints for magma storage conditions. Journal of Volcanology and Geothermal Research 131(1-2): 1-18.

72. Kent A.J.R. (2008) Melt inclusions in basaltic and related volcanic rocks. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69:273-331.

73. Lange R.A., Frey H.M., Hector J. (2010) A thermodynamic model for the plagioclase-liquid hygrometer/thermometer. American Mineralogist, 94(4):494-506

74. Larsen J.F. (2006). Rhyodacite magma storage conditions prior to the 3430 yBP caldera-forming eruption of Aniakchak volcano, Alaska. Contributions to Mineralogy and Petrology, 152:523-540.

75. Levin V., Shapiro N., Park J., Ritzwoller M. (2002). Seismic evidence for catastrophic slab loss beneath Kamchatka. Nature, 418:763-767.

76. LHeureux I., Fowler A.D. (1994) A nonlinear dynamical model of oscillatory zoning in plagioclase. American Mineralogist, 79(9-10):885-891.

77. LHeureux I., Fowler A.D. (1996) Dynamical model of oscillatory zoning in plagioclase with nonlinear partition relation. Geophysical Research Letters, 23(1): 1720.

78. Loucks R.R. (1996) A precise olivine-augite Mg-Fe-exchange geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology, 125(2-3): 140-150.

79. Mangan M., Sisson T. (2000) Delayed, disequilibrium degassing in rhyolite magma: decompression experiments and implications for explosive volcanism. Earth and Planetary Science Letters, 183:441-455.

80. Martel C., Schmidt B.C. (2003) Decompression experiments as an insight into ascent rates of silicic magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144:397-415.

81. Moore G., Vennemann T., Carmichael I.S.E. (1998). An empirical model for the solubility of H20 in magmas to 3 kilobars. American Mineralogist, 83(1-2), 36-42.

82. Murphy M.D., Sparks R.S.J., Barclay J., Carroll M.R., Brewer T.S. (2000) Remobilization of andesite magma by intrusion of mafic magma at the Soufriere Hills Volcano, Montserrat, West Indies. Journal of Petrology, 41(l):21-42.

83. Nelson S.T., Montana A. (1992) Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77:1242-1249.

84. Nielsen C.H., Sigurdsson H., 1981. Quantitative methods for electron micro-probe analysis of sodium in natural and synthetic glasses. American Mineralogist, 66(5-6), 547-552.

85. Nikulin A., Levin V., Shuler A., West M. (2010) Anomalous seismic structure beneath the Klyuchevskoy Group, Kamchatka. Geophysical Research Letters 37 (L14311), 5pp.

86. Nikulin A., Levin V., Carr M., Herzberg C., West M. (2012) Evidence for two upper mantle sources driving volcanism in Central Kamchatka. Earth and Planetary Science Letters, 321-322:14-19

87. Oldenburg C.M., Spera F.J., Yuen D.A., Sewell G. (1989) Dynamic mixing in magma bodies theory, simulations, and implications. Journal of Geophysical Research, 94(B7):9215-9236

88. Pearce T.H., Kolisnik A.M. (1990) Observation of plagioclase zoning using interference imaging. Earth Science Review 29:9-26.

89. Pearce T.H., Russell J.K., Wolfson I. (1987) Laser-interference and Nomarsky interference imaging of zoning profiles in plagioclase phenocrysts from the May 18, 1980, eruption of Mount-St-Helens, Washington. American Mineralogist, 72(11-12):1131-1143.

90. Perepelov A.B., Puzankov M.Y., Ivanov A.V., Filosofova T.M., Demonterova E.I., Smirnova E.V., Chuvashova L. A., Yasnygina T. A. (2007) Neogene basanites in western Kamchatka: Mineralogy, geochemistry, and geodynamic setting. Petrology, 15(5):488-508.

91. Phemister J. (1934) Zoning in plagioclase feldspar. Mineralogical Magazine, 23:541555.

92. Pichavant M., Costa F., Burgisser A., Scaillet B., Martel C., Poussineau S.P. (2007) Equilibration scales in silicic to intermediate magmas implications for experimental studies. Journal of Petrology, 48:1955-1972.

93. Pietranik A., Koepke J., Puziewicz J. (2006) Crystallization and resorption in plutonic plagioclase: Implications on the evolution of granodiorite magma (Gesiniec granodiorite, Strzelin Crystalline Massif, SW Poland). Lithos 86(3-4):260-280.

94. Pletchov P.Y., Gerya T.V. (1998) Effect of H20 on plagioclase-melt equilibrium. Experiment in Geosciences 7(2):7-9

95. Putirka K.A. (2005) Igneous thermometers and barometers based on plagioclase plus liquid equilibria: Tests of some existing models and new calibrations. American Mineralogist 90(2-3):336-346.

96. Renkin M.L. Sclater J.G. (1988) Depth and age in the North Pacific. Journal of Geophysical Research, 93(B3):2919-2935.

97. Roman D.C., Cashman K.V., Gardner C.A., Wallace P.J., Donovan J.J. (2006) Storage and interaction of compositionally heterogeneous magmas from the 1986 eruption of Augustine Volcano, Alaska. Bulletin of Volcanology, 68: 240-254.

98. Ruprecht P., Bergantz G.W., Dufek J. (2008) Modeling of gas-driven magmatic overturn: Tracking of phenocryst dispersal and gathering during magma mixing. Geochemistry Geophysics Geosystems, 9:Q07017.

99. Ruprecht P., Worner G. (2007) Variable regimes in magma systems documented in palgioclase zoning patterns: El Misti stratovolcano and Andahua monogenetic cones. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 165:142-162

100. Rutherford M.J., Devine J.D. (2003) Magmatic conditions and magma ascent as indicated by hornblende phase equilibria and reactions in the 1995-2002 Soufriere Hills magma. Journal of Petrology, 44(8): 1433-1454.

101. Rutherford M.J., Hill, P.M. (1993). Magma ascent rates from amphibole breakdown: an experimental study applied to the 1980-1986 Mount St. Helens eruptions. Journal of Geophysical Research, 98:19667-19685.

102. Rutherford M.J., Sigurdsson H„ Carey S., Davis A. (1985) The May 18, 1980, Eruption of Mount St. Helens: 1. Melt composition and experimental phase equilibria. Journal of Geophysical Research, 90(B4):2929-2947.

103. Shcherbakov V.D., Izbekov P.E., Plechov P.Yu., Neill. O.K. Phase equilibria constraints on pre-eruptive magma storage conditions for the 1956 eruption of Bezymianny Volcano, Kamchatka, Russia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, in press

104. Shcherbakov V.D., Plechov P.Yu., Izbekov P.E., Shipman J.S. (2011). Plagioclase zoning as an indicator of magma processes at Bezymianny Volcano, Kamchatka. Contributions to Mineralogy and Petrology, 162:83-99.

105. Sibley D.F., Vogel T.A., Walker B.M., Byerly G. (1976) Origin of oscillatory zoning in plagioclase diffusion and growth controlled model. American Journal of Science 276(3):275-284.

106. Simkin T., Smith J.V. (1970) Minor-element distribution in olivine. Journal of Geology, 78(3):304-325.

107. Singer B.S., Dungan M.A., Layne G.D. (1995) Textures and Sr, Ba, Mg, Fe, K and Ti compositional profiles in volcanic plagioclase clues to the dynamics of calc-alkaline magma chambers. American Mineralogist 80(7-8):776-798.

108. Snyder D., Tait S. (1996) Magma mixing by convective entrainment. Nature 379(6565):529-531.

109. Tepley F.J., Davidson J.P., Tilling R.I., Arth J.G. (2000) Magma mixing, recharge and eruption histories recorded in plagioclase phenocrysts from El Chichon Volcano, Mexico. Journal of Petrology, 41 (9): 1397-1411.

110. Thelen W., West M„ Senyukov S. (2010) Seismic characterization of the fall 2007 eruptive sequence at Bezymianny Volcano, Russia. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 194:201-213.

111. Tsuchiyama A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system diopside-albite-anorthite, and origin of dusty plagioclase in andesites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 89(1): 1-16.

112. Tsune A., Toramaru A. (2007) A simple model of oscillatory zoning in magmatic plagioclase: Development of an isothermal undercooling model. American Mineralogist, 92(7): 1071-1079.

113. Utnasin V.K., Abdurakhmanov A.L., Anosov G.I. et al. (1976) Types of magma foci of island arc volcanoes and their study by the method of deep seismic sounding of Kamchatka«) Volcanoes and Tectonosphere. Tokai University Press. P. 123-137.

114. Vance J.A. (1962) Zoning in igneous plagioclase; normal and oscillatory zoning. American Journal of Science, 260(10):746-760.

115. Vance J.A. (1965) Zoning in igneous plagioclase: patchy zoning. Journal of Geology 73(4):636-651.

116. Wells P.R.A. (1977) Pyroxene thermometry in simple and complex systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 62(2): 129-139.

117. Wiebe R.A. (1968) Plagioclase stratigraphy; a record of magmatic conditions and events in a granite stock. American Journal of Science 266(8):690-703.

118. Wilke M., Behrens H. (1999) The dependence of the partitioning of iron and europium between plagioclase and hydrous tonalitic melt on oxygen fugacity. Contriburions to Mineralogy and Petrology 137(1-2): 102-114.