Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Происхождение и эволюция магм Ключевского вулкана, Камчатка, по данным изучения расплавных включений в оливине
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых
Автореферат диссертации по теме "Происхождение и эволюция магм Ключевского вулкана, Камчатка, по данным изучения расплавных включений в оливине"
На правах рукописи
МИРОНОВ Никита Леонардович
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ МАГМ КЛЮЧЕВСКОГО ВУЛКАНА, КАМЧАТКА, ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ РАСПЛАВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В ОЛИВИНЕ
Специальность 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
Москва - 2009
003472743
Работа выполнена в Учреждении Российской Академии Наук Ордена Ленина и Ордена Октябрьской революции Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН (ГЕОХИ РАН)
Научный руководитель:
доцент, кандидат геолого-минералогических наук М.В. Портнягин (ГЕОХИ РАН) Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук О.А.Лукашш (ГЕОХИ РАН) кандидат геолого-минералогических наук А.Д. Бабанский (ИГЕМ РАН)
Ведущая организация: Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
Зашита состоится мая 2009 года в ^ часов на заседании диссертационного совета Д 002.109.02 при Учреждении Российской академии Наук Ордена Ленина и Ордена Октябрьской революции Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН (ГЕОХИ РАН), по адресу: 119991 ГСП-1, Москва В-334, ул. Косыгина, 19. Факс: 495-938-20-54
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГЕОХИ РАН Автореферат разослан апреля 2009 года
Ученый секретарь
диссертационного совета
кандидат геолого-минералогических наук
А.П.Жидикова
1. ВВЕДЕНИЕ
Актуальность темы исследования
Одной из главных геодинамических обстановок проявления вулканизма на Земле являются конвергентные границы литосферных плит, на которых происходит субдукция океанической плиты в мантию. В этой обстановке происходит образование новой коры, по составу приближающейся к континентальной, и процессы фундаментального преобразования океанической плиты в условиях высоких температур и давлений в мантии Земли. Ключевой задачей исследований вулканизма конвергентных границ литосферных плит, который проявлен в островных дугах и активных континентальных окраинах, является реконструкция всего пути эволюции магм от момента образования до извержения на поверхность Земли. Несмотря на значительные усилия, направленные на комплексное решение этой проблемы методами петрологии и геохимий, многие вопросы остаются недостаточно освещенными. Особенно дискуссионными остаются состав и источники родоначальных островодужных магм [Соболев и др., 1993; Stolper, Newman, 1994; Kelemen et al., 2003; Portnyagin et al., 2007a], ранние этапы фракционирования магм в коре [Pichavant et al., 2002; 2007], значение коровой ассимиляции в эволюции примитивных магм [Danyushevsky et al., 2004; Reubi, Blundy, 2008], флюидный и окислительно-восстановительный режимы дифференциации магм [Sobolev, Chaussidon, 1996; Wallace, 2005; Rowe et al., 2009].
В данной работе была поставлена задача реконструкции всего пути эволюции островодужных магм с момента зарождения в мантии до извержения на поверхность для одного вулканического центра - вулкана Ключевской на Камчатке. В основу работы положено детальное изучение магматических включений в минералах, сохранивших информацию о различных этапах эволюции магм и значительных вариациях составов расплавов, существовавших в природе. На основе полученных данных была создана модель эволюции магм Ключевского вулкана, согласованная с геофизическими данными. Проведенное исследование служит фундаментальным вкладом в понимание комплексных процессов магматизма конвергентных границ литосферных плит.
Цель работы.
Цель настоящей работы состояла в решении следующих вопросов:
1. Развитие и совершенствование методики изучения магматических включений в минералах для решения петрологических задач в областях надсубдукционного магматизма.
2. Оценка состава родоначальных расплавов Ключевского вулкана и реконструкция составов и условий плавления их мантийных источников.
3. Выяснение происхождения микроэлементных и изотопных вариаций составов родоначальных магм Ключевского вулкана.
4. Определение физико-химических условий кристаллизации родоначальных расплавов и их изменения в процессе эволюции магм вплоть до момента вулканического извержения.
5. Построение согласованной с геофизическими данными петролого-геохимической модели образования и эволюции магм Ключевского вулкана.
Научная новизна
1. Установлены значительные вариации содержаний петрогенных элементов и элементов-примесей в расплавах Ключевского вулкана, значительно превышающие вариации составов пород и свидетельствующие о большой гетерогенности составов исходных магм вулкана и об их эффективном смешении до извержения на поверхность.
2. Показано, что образование исходных магм Ключевского вулкана происходит в результате плавления литологически гетерогенного мантийного источника под воздействием Н20-ССЬ-содержащего флюида, обогащенного также рядом микроэлементов (напр., К, Ва, С1, В, РЬ).
3. Продемонстрировано, что примитивные расплавы Ключевского вулкана характеризуются большим интервалом содержаний несовместимых элементов-примесей и изотопного состава кислорода, что может объясняться взаимодействием исходных деплетированных мантийных магм с метасоматизированной литосферной мантией.
3. На основе прямых данных о составе расплавов проведена количественная оценка физико-химических условий декомпрессионной фракционной кристаллизации магм Ключевского вулкана. Показано, что при подъеме магм к поверхности происходит увеличение параметра <1Р/с1Р, отражающего степень кристаллизации при уменьшении давления. Заключительные этапы кристаллизации происходят в практически изотермических условиях в режиме интенсивной дегазации расплавов.
5. Проведена оценка флюидного режима (Н20, С02, Б, С1, Р) образования и эволюции магм Ключевского вулкана. Показано, что эволюция магм сопровождается дегазацией летучих компонентов на всех этапах фракционирования. Ранняя флюидная фаза характеризуется водно-сульфатно-карбонатным составом. Заключительные этапы фракционирования сопровождаются отделением преимущественно водного флюида. Частичное отделение хлора из расплава во флюидную фазу происходит в течение всего интервала кристаллизации. Оценено, что эмиссия летучих компонентов в результате активности Ключевского вулкана может составлять до 1.5 % от средней ежегодной эмиссии летучих всеми островодужными вулканами Земли.
7. Построена согласованная с геофизическими данными петролого-геохимическая модель происхождения и эволюции магм Ключевского вулкана.
Практическая ценность
Работа является фундаментальным вкладом в решение основных вопросов надсубдукционного магматизма, включающих количественную оценку состава магм и их источников, оценку физико-химических условий образования и эволюции родоначальных магм, происхождение островодужных вулканических серий, а также строение магматических питающих систем под вулканами.
Разработан комплекс методов для оценки состава, условий образования и кристаллизации родоначальных островодужных магм и их источников.
Оценена эмиссия летучих компонентов в результате деятельности Ключевского вулкана, которая может быть использована в масс-балансовых расчетах рециклинга вещества, происходящего на конвергентных границах литосферных плит и для оценки воздействия вулканизма на климат.
Фактический материал
В основу работы положен фактический материал, полученный в результате исследования коллекции пород Ключевского вулкана, собранной в различные годы и предоставленный автору A.A. Арискиным, Г. Вернером, Ф. Дорендорфом, П.Ю. Плечовым, В.В. Пономаревой, А.Ю. Озеровым и С.А. Хубуная. Для изученных образцов были исследованы шлифы, прозрачно-полированные пластинки и мономинеральные фракции, также было приготовлено около 30 препаратов для оптического и аналитического исследования минер&тов и включений в них. В ходе работы было проведено около 200 термометрических экспериментов с оптическим контролем с расплавными включениями в минералах.
В работе использовались следующие методы валового и локального количественного химического анализа: рентгено-флюоресцентный анализ (петрогенные и редкие элементы в породах - 17 анализов); электронно-зондовый анализ (петрогенные элементы, С1 и S в расплавных включениях - около 400 и минералах - около 2000 анализов), вторично-ионная масс-спектрометрия (редкие элементы, F и Н20 в стеклах расплавных включений - около 110 анализов), С02 лазерная флюоринация (изотопный состав кислорода S180 в оливине - 20 анализов).
При обработке и систематизации фактического материала использовались доступные литературные данные и неопубликованные материалы (Плечов П.Ю.) по составу пород, минералов и включений в минералах Ключевского вулкана. В ходе работы была создана база данных, насчитывающая более 3000 анализов петрогенных и редких элементов в породах, минералах и расплавных включениях Ключевского вулкана.
Личный вклад автора
1) Подготовка каменного материала для изготовления шлифов и проведения различного вида анализов, отбор мономинеральных фракций, изготовление прозрачно-полированных препаратов для микрозондового и экспериментального изучения. 2) Оптическое изучение петрографии и минералогии объекта исследования, диагностика и классификация магматических включений. 3) Проведение экспериментальных исследований расплавных включений в минералах. 4) Совершенствование методики изучения расплавных включений. 5) Проведение электронно- и ионно-зондовых анализов расплавных включений и минералов. 6) Оценка условий кристаллизации расплавов и моделирование магматических процессов. 7) Участие в создании базы данных составов пород, минералов и расплавных включений Ключевского вулкана. 8) Анализ, систематизация и обобщение полученных результатов, сравнение их с литературными данными.
Апробация работы
По теме работы автором опубликовано 6 статей в международных и российских рецензируемых изданиях (Contributions to Mineralogy and Petrology, Earth and Planetary Science Letters, Петрология, Геохимия).
Результаты исследований по теме диссертации представлены в 20 опубликованных тезисах докладов и докладывались автором на "'Семинарах по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии" (Москва, ГЕОХИ РАН, 2000, 2002, 2003 г.), 14-м Российском совещании по экспериментальной минералогии (Черноголовка, ИЭМ РАН, 2001 г.), совместном международном Конгрессе Европейского Геофизического Союза, Американского Геофизического Союза и Европейского Союза по Наукам о Земле (EGU-AGU-EUG joint Assembly, Ницца, Франция, 2003 г.), Рабочем совещании по теме «Включения в минералах и процессы в мантии Земли» (Рингберг, Германия, 2005 г.), Генеральной ассамблее IAVCEI 2008 (Международной Ассоциации Вулканологии и Химии Недр Земли) (Рейкьявик, Исландия, 2008 г.) и 13-й международной конференции по термобарогеохимии и IV симпозиуме APIFIS (Москва, ИГЕМ РАН, 2008 г.).
Структура и объем работы
Работа состоит из 4 разделов, включающих 9 глав. Первый вводный раздел включает введение (Глава 1) и результаты предыдущих работ с постановкой задачи исследования (Глава 2). Во втором разделе рассматриваются методы исследования (Глава 3) и фактический материал (Главы 4-6), включающий объект исследования, каменный материал, описание петрографии, минералогии и петрохимии пород вулкана, характеристику типов магматических включений и состав расплавных включений в оливине. Третий раздел посвящен обсуждению полученных результатов и касается вопросов о происхождении, составе родоначальных магм Ключевского вулкана (Глава 7), их эволюции и условиям кристаллизации (Глава 8). В четвертом заключительном разделе приведена петролого-геохимическая модель происхождения и эволюции магм Ключевского вулкана (Глава 9). Главы 3-8 завершаются выводами. В конце работы приведен список литературы, список опубликованных работ по теме диссертации, список рисунков и таблиц. Приложение к диссертационной работе включает фотографии шлифов и включений с кратким описанием, таблицы с составами минералов, кристаллических и расплавных включений.
Текстовой и иллюстративный материал изложен на 325 страницах (255 -основной текст, 70 - приложение) и включает 132 рисунка, 8 фотографий, 34 таблицы в основном тексте и 71 фотографию и 6 таблиц в приложении; список литературы включает 203 наименования.
Благодарности
Автор выражает благодарность научному руководителю Максиму Владимировичу Портнягину за руководство работой, создание условий для ее проведения, терпение, поддержку и внимание. При работе над диссертацией автор постоянно чувствовал заботу и поддержку коллег по лаборатории геохимии магматических и метаморфических пород, в том числе зав. лабораторией чл.-корр. РАН А.В. Соболева, которым автор приносит свою искреннюю благодарность. Автор также выражает признательность и другим сотрудникам ГЕОХИ РАН: В.Б. Наумову
за помощь в исследовании флюидных включений, консультации и интерес к работе и A.A. Арискину за обсуждение материала диссертации и ценные советы.
Работа посвящена светлой памяти JI.B. Дмитриева.
Автор благодарит П.Ю. Плечова за руководство работой на начальном этапе, а также выражает признательность всем преподавателям кафедры петрологии геологического факультета МГУ и ее заведующему проф. Л.Л. Перчуку за учебные годы студенчества и аспирантуры.
Выражаю признательность В.В. Пономаревой за открытие красоты Камчатского вулканического края и С.А. Хубуная за замечательные совместные поля, а также другим камчатским коллегам за неизменно теплое общение: Г.П. Авдейко, А.Б. Белоусову, О.В. Дирксену, И.В. Мелекесцеву, М.М. Певзнер, Д.П. Савельеву, А.Ю. Озерову, O.A. Хлебородовой, Т.Г. Чуриковой и многим другим.
Большую помощь в работе оказал С.Г. Симакин, выполнивший многочисленное количество высококачественных ионнозондовых анализов. Выражаю признательность H.H. Кононковой за помощь в электроннозондовых исследованиях. Автор также благодарен И. Биндеману за высококачественный изотопный анализ кислорода в оливинах.
Работа выполнена в рамках проектов РФФИ (№ 00-05-64384, 03-05-64629, 0705-00807).
2. РЕЗУЛЬТАТЫ ПРЕДЫДУЩИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ОБОСНОВАНИЕ ЗАДАЧИ ДАННОЙ РАБОТЫ
Ключевской вулкан - всемирно известный и крупнейший вулкан Евразии (высота - 4750 м, объем - 250 kmj), расположен в Центральной Камчатской Депрессии, в северной части Восточного Вулканического Пояса Камчатки (ВВП) (Рис. 2-1).
Рис. 2-1 Расположение Ключевского вулкана на п-ве Камчатка.
На верхней врезке показаны основные вулканические зоны Камчатской островной дуги (Восточный Вулканический Пояс - ВВП, Центральная Камчатская Депрессия -ЦКД и Срединный Хребет). Кроме Ключевского различными значками показаны главные вулканы из различных сегментов ВВП Камчатки: Северного, Центрального и Южного. Темным тоном показано
распределение четвертичных
вулканитов. Светлым полем показана проекция плиты, видимая с помощью сейсмических методов, пунктирные линии указывают глубину до субдуцируемой под Камчатку Тихоокеанской плиты [Gorbatov et al„ 1997]. Карта из работы [Portnyagin et al, 2007а]
Происхождение активного вулканизма в данном районе, в зоне сочленения Курило-Камчатской и Алеутской островодужных систем, связано с субдукцией Тихоокеанской плиты под Камчатку и плавлением мантийного клина под воздействием отделяющихся от субдуцированной плиты флюидов [напр., Portnyagin et al., 2007а,Ь]. Расстояние до плиты (сейсмофокальной зоны Заварицкого-Беньофа) под Ключевским вулканом составляет -160 км [напр., Федотов и др., 1985; Gorbatov et а!., 1997] (Рис. 2-1). Земная кора под вулканом относится к континентальному типу, ее мощность составляет 30-35 км. Крупных (>5 км) промежуточных очагов, располагающихся в коре под вулканом, не установлено [например, Балеста и др., 1981; Федотов и др., 1988]. Вулкан входит в состав Ключевской группы вулканов, крупнейшей на Камчатке и включающей 12 вулканов, с общим объемов извергнутых пород около 5000 км3 за последние -300 тыс. лет. Ключевской вулкан является наиболее молодым среди них, его возраст около 7000 лет [Braitseva et al.. 1995]. Среднегодовой расход магм Ключевского вулкана составляет -60 млн. тонн, что позволяет считать его наиболее продуктивным островодужным вулканом в мире [Действующие вулканы.., 1991].
История пристального изучения Ключевского вулкана началась в 30-х годах прошлого века. Список исследователей включает многие известные имена (напр. Б.И. Пийп, С.Г. Горшков, С.И. Набоко и др.). Петролого-геохимические исследования вулкана в последние 20 лет были направлены на детальную геохимическую характеристику пород и минералов [напр., Хренов и др., 1989; Хубуная и др., 1993; Kersting, Arculus, 1994; Арискин и др., 1995; Озеров и др., 1996, 2000; Dorendorf et al., 2000; Portnyagin et al, 2007b; Auer et al., 2009 и другие]. Первые данные по составу расплавных включений в минералах Ключевского вулкана опубликованы в работах [Хубуная, Соболев, 1998; Sobolev, Chaussidon, 1996].
Ключевыми результатами исследований последних 20 лет стали следующие:
1) Показано, что исходные магмы Ключевского вулкана образуются в результате частичного плавления мантийного источника, близкого по составу источнику базальтов срединно-океанических рифтов под воздействием водосодержащих флюидов, обладающих высокими 87Sr/86Sr и обогащенных рядом подвижных во флюидах элементов, образованных в результате дегидратации погружающейся под Камчатку Тихоокеанской океанической плиты. Основным источником флюидов являются измененные океанические базальты [Kersting, Arculus, 1995; Hochstaedter et al., 1996; Dorendorf et al., 2000; Churikova et al, 2001; Portnyagin et al., 2007a,b],
2) На основе первых данных по составу расплавных включений в оливине было оценено, что исходные расплавы Ключевского вулкана имеют высокомагнезиальный базальтовый состав с содержанием воды 2-2.5 мас.%, которые могли быть в равновесии с мантийным веществом при температуре 1280-1320 °С и давлении 15-20 кбар [Хубуная, Соболев, 1998; Sobolev, Chaussidon, 1996]. По флюидным включениям СО? (плотность до 0.85 г/см"1) в оливине установлено давление начала кристаллизации магм не менее 5-6 кбар [Хубуная и др., 2007].
3) Продемонстрировано, что породы и вкрапленники оливина Ключевского вулкана характеризуются необычно широким интервалом и существенно более
тяжелым по сравнению с MORB и большинством примитивных островодужных пород изотопным составом кислорода (6180 оливина = 5.6-7.2 %о). Предполагается, что это свидетельствует о значительном вкладе корового материала в состав магм в результате необычно большого количества флюидов, вовлеченных в процессы мантийного плавления [Dorendorf et al., 2000], либо в результате взаимодействия первичных магм с веществом метасоматизированной мантии и/или коры [Portnyagin et al, 2007b; Auer et al., 2009].
3) Предполагается, что ведущим механизмом в образовании серии пород Ключевского вулкана, включающей высокомагнезиальные, промежуточные и высокоглиноземистые базальты и андезитобазальты, является полибарическое фракционирование исходных высокомагнезиальных расплавов [Хубуная и др., 1993; Kersting, Arculus, 1994; Арискин и др., 1995; Озеров и др. 1996]. Эволюция магм сопровождалась смещением в различной степени фракционированных расплавов [Kersting, Arculus, 1994].
Несмотря на существенный прогресс в изучении магматической системы Ключевского вулкана, комплексная и взаимосогласованная картина эволюции магм этого, вулкана с момента зарождения до извержения в настоящее время отсутствует. Многие вопросы остаются нерешенными, некоторые из полученных данных нуждаются в проверке независимыми методами либо требуют уточнения. Например, дискуссионными вопросами являются следующие: Какой состав имеют родоначальные магмы Ключевского вулкана? Из каких источников происходят? Был ли состав исходных магм постоянен или менялся во времени? Отвечают ли составы магнезиальных базальтов составу исходных расплавов? Какое происхождение имеют магмы с необычно тяжелым изотопным составом кислорода? При каких физико-химических условиях происходила кристаллизация магм? Существует ли магматический очаг под Ключевским вулканом? Как согласуются петролого-геохимические и геофизические данные образования и эволюции магм вулкана?
Проведенное исследование было нацелено на решение перечисленных выше вопросов и создание комплексной взаимосогласованной модели происхождения и эволюции магм Ключевского вулкана на основе обобщения полученных ранее результатов и систематического изучения магматических включений в оливине из пород различного типа и возраста.
3. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
3.1 Аналитические методы
Основными аналитическими методами работы являлись микрозондовый и ионнозондовый анализы. Электронный зонд (ЕРМА) использовался для анализа стекол расплавных включений и минералов на содержание петрогенных элементов (Si, Ti, AI, Fe, Mn, Mg, Ca, Na, К, P), а также S и Cl. Было проведено более 400 анализов стекол и более 2000 анализов минералов с помощью приборов: Camscan (МГУ), Camebax Microbeam (ГЕОХИ) - Россия; Сашеса SX-50 (Мюнстер, Киль), Jeol-JXA8900 (Геттинген) - Германия. Ионный зонд (SIMS) использовался для анализа содержания элементов-примесей (Li, Be, В, К, Ti, Cr, Sr, Y, Zr, Nb, Ba, La, Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb, Hf, Pb, Th, U), F и H20. Было проанализировано более 110 стекол
расплавных включений с помощью прибора Cameca-ims4f (Ярославский филиал ФТИАН, С.Г. Симахин). Детали методики изложены в работе [Соболев, 1996; Portnyagin et al., 2007а].
3.2 Экспериментальное изучение расплавных включений
Гомогенизация раскристатлизованных расплавных включений (РВ) в оливине проводилась на малоинерционной высокотемпературной установке для микроскопических исследований системы Слуцкого-Соболева [Соболев, Слуцкий, 1984]. Эксперименты проводились в атмосфере высокочистого гелия при давлении 1 атм. Полная гомогенизация не была достигнута ни в одном из экспериментов. В большинстве опытов РВ закаливались после плавления последнего дочернего кристалла. Температура закалки составляла 1315-1075 °С. Во избежание возможных потерь воды из РВ при высоких температурах время выдержки при температурах выше 1050 °С составляло не более 10-12 минут. Всего было проведено 195 экспериментов в оливине Fo^e-
3.3 Коррекция составов расплавных включений
В работе использовашсь природнозакаленные и частично гомогенизированные в эксперименте РВ. Для восстановления исходного состава захваченных расплавов проводилась коррекция состава РВ до равновесия с оливином-хозяином. Главные элементы корректировались с помощью пакета прикладных программ «Petrolog 2.1» [Danyushevsky et al, 2002] (для РВ в оливине Fo<82) путем моделирования прямой или обратной кристатлизации оливина и «Fe-loss» [Danyushevsky et al.. 2000] (для РВ в оливине Fo>82) с учетом процессов переуравновешивания включений и оливина (FeOucv=8.5 мас.%, Fe2+/FeJ+ в расплаве - на основе зависимостей, оцененных по кристатлическим включениям хромистой шпинели в оливине). Расчеты проводились при Р=1 атм для равновесия оливин-расплав по модели Форда [Ford et al., 1983]. Поправка на содержание несовместимых с оливином элементов для >90% РВ составляла < 10 отн.% и вводилась пропорционатьно расчетному количеству оливина, необходимого для достижения равновесия с оливином-хозяином.
3.4 Расчетные методы оценки физико-химических условий кристаллизации
Для оценки давления кристаллизации было использовано 3 метода: (1) метод, основанный на сдвиге 01-Срх котектики с увеличением давления [Danyushevsky et al., 1996]; (2) метод, основанный на составе равновесной ассоциации Срх+расплав [Putirka et al., 2003]; (3) термобарометрия флюидных включений СО? в 01 и Срх. Первые два метода были дополнительно откатиброваны на основании данных 85 экспериментов из литературных источников по равновесию сосуществующих оливина и клинопироксена с расплавом при давлениях 1-20 кбар и содержании Н30 в расплаве 0.1-8.7 мае. % (недосыщенные Н20 условия). Обе модели воспроизводят экспериментальные данные с точностью ±3 кбар (Рис. 3-1).
Давление образования первичных расплавов в равновесии с перидотитовым веществом оцениваюсь по методике [Соболев и др., 1993; Арискин, Бармина, 2000].
Для оценки температур кристатлизации (Т,ф11СТ) использоватись расчетные значения для равновесия оливин-расплав: Т,фИСТ = Тсухая - 39.69*(Н20) + 5*Р [Almeev et al., 2007], где Tcvxa„ - температура равновесия расплава с оливином при 1 атм [Ford et al., 1983], HiO - содержание воды в расплаве в мас.%; Р - давление кристатлизации в кбар (точность оценки Ткр„ст составляет ±35 °С). Выбор модели влияния воды на Т ликвидуса оливина и точность метода были протестированы на
основе составов частично гомогенизированных РВ с измеренным содержанием воды (Рис. 3-2).
5 Т
10 12 14 16 18 20 22
Рис. 3-1 Тестирование методов оценки давления кристаллизации па
экспериментальных данных
Использованы данные экспериментальных работ 1994-2007 гг: [Baker et al„ 1994; Hirose, Kawamoto, 1995; Kawamoto,. 1996; Hirose, 1997; Gaetani, Grove, 1998; Gaetani et al. 2003; Moentener et al., 2001; Pichavant et al, 2002; Hesse, Grove, 2003; Parman, Grove, 2004; Schmidt et al., 2004; Feig et al., 2006; Medard et al., 2006; Pichavant, Macdonald, 2007].
Рис. 3-2 Тестирование моделей влияния воды в расплаве на температуру ликвидуса оливина.
Расчетные и измеренные содержания воды в экспериментально гомогенизированных РВ. НА*« =(0.0252*dT)'- [Almeev et al., 2007], H,0=(dT/74.4)-84 - [Danvushevsky et al., 2001] и H;0=dT/17.5 [Арискин и др., 1995]. dT=TcyM, (Ford et al., 1983, P=1 кб) - Т1агалки. Модель Альмеева и др. наилучшим образом воспроизводит концентрации воды.
Большая часть определений содержаний Н20 в расплавах основана на данных прямых измерений методом ионного зонда. Для оценки содержания воды в расплавах, равновесных с оливином и плагиоклазом (Fo<82), была также использована модель [Danyushevsky et al., 1996]. Эти расчетные значения хорошо соответствуют измеренным содержаниям в РВ (Рис. 6-2).
Оценка окислительно-восстановительных условий была основана на данных о составе сосуществующих с РВ включений Cr-шпинели в оливине [Ballhaus et al.. 1991; Арискин, Николаев, 1995; Danvushevsky, Sobolev, 1996]. В качестве дополнительных адёуодов использовались данные о соотношении Fe27FeJT в породах, оценки по зависимости КЛге.мЕ01~расшав и Dv0'"pac,mB от J02 для природнозакаленных включений [Canil et al., 1997]. Полученные соотношения между Fe^/Fe^ в расплаве и составом оливина использовались в расчетах при коррекции состава РВ.
3.5 Моделирование
Для моделирования процессов кристаллизации использовалось программы «Комагмат» версия 3.57 [Ariskm et al., 1993; 1999] и «Petrolog» версия 2.1 [Danyushevsky et al., 2002]. Масс-балансовые расчеты, моделирование плавления мантии и оценки состава субдукционных компонентов проводились с помощью программ Mathcad и Excel [Portnyagin et al., 2007а].
4. СОСТАВ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ КЛЮЧЕВСКОГО ВУЛКАНА
Породы представлены непрерывной серией от высокомагнезиальных базальтов до умеренномагнезиальных высокоглиноземистых андезито-баз&чьтов нормальной щелочности [Арискин и др., 1995] (Рис. 4-1). Магнезиальные базальты относятся к числу наиболее примитивных пород известных на Камчатке. Все породы имеют
характерные для типичных
На основании содержаний MgO и АЬОз все породы Ключевского вулкана могут быть разделены на 2 основные группы ВысокоГлиноземистых Базальтов (ВГБ) и
Магнезиальных Базальтов (МБ). Группа ВГБ включает андезито-базальты с М§0<7 мае. % и А120з>~16 мас.%. Группа МБ включает умеренно- (MgO=7-10 мас.%) и высоко-М§ (М§0>10 мас.% - ВМБ) андезито-базальты и базальты с АЬОз<17 мас.%. МБ представлены Р1-Срх-01 и Срх-01 порфировыми разностями, а ВГБ - порфировыми и субафировыми 01-Срх-Р1 породами. Изученные в данной работе образцы представляют все основные типы пород, а по возрасту характеризуют весь временной интервал существования Ключевского вулкана (Рис, 4-1). Извержения ВГБ происходили из главного кратера и побочных прорывов Ключевского вулкана. Извержения МБ происходили только на подножии вулкана (Ь<1600-1800 м). Основными породообразующими минералами всех типов пород являются оливин, клинопироксен и плагиоклаз. Ортопироксен
присутствует в подчиненном количестве. Минералы ряда хромистая шпинель - магнетит являются характерными
акцессорными минералами.
Вкрапленники оливина присутствуют во всех типах пород Ключевского вулкана [напр. Хубуная и др., 1993; Огегоу, 2000]. Его состав варьирует в широком диапазоне от Ро^доРо^ (Рис. 4-2). Составы оливина из МБ и ВГБ имеют близкие интервалы, однако, средний состав вкрапленников
спектры распределения элементов-примесеи, островодужных пород.
N=460
20 т а,2°з
19 •■ 18 -17 -16 • 15 ■■ 14 ■■ 13 +
МБ 188
Ебэоол.н. •
Й 3300 г н. ЙАлахончич, 1946 [ЦПийпа. 1966 ®Бь<линкиной, 1951 13 Вернадского, 1956 И 3400 л.н.
МдО
9 10 11 12
• Все породы
ЗБулочка, 2500 л.н, ШЛучицкого, 2500 л.н. ОГОчки, 1900 л.н. • ^ ШТуйла, 1932
— МдО
-ь
-I-
I
3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13
Рис. 4-1 Серия пород Ключевского вулкана, основные типы лав и изученные образцы. Возраст л.н.- лет назад.
Я 01-юзяин для РВ - МБ п=14Э Г.Ю1-/5ЭЯИН для РВ - ВГБ. п=253 □ Оливины ВГБ. 11=478 Роср,=Г8±5 ■ Оливины МБ л=347. Ро ср.=83±3
Всего; 01, пв825 01 с РВ. п=402
64 $6 68 70 72 74 76 78 80 82 84 86 88 90 92
Рис. 4-2 Состав вкрапленников оливина в породах Ключевского вулкана и оливинов, в которых изучались расплавные включения.
оливина в МБ более магнезиальный по сравнению с ВГБ. РВ были изучены во вкрапленниках оливина всего интервала составов (Ро92.67) (Рис. 4-2). Вариации содержаний микроэлементов (Мп, №. Са, Сг) и характер их изменения с уменьшением Ро свидетельствуют о магматической природе оливина Ключевского вулкана. В работе приведена детальная характеристика состава также всех остальных минералов.
5. МАГМАТИЧЕСКИЕ ВКЛЮЧЕНИЯ
В работе изучено 3 основных типа магматических включений: расплавные (РВ), кристаллические и флюидные включения (Рис. 5-1). Основное внимание было уделено РВ. На их основе был определен химический состав расплавов, температура и давление кристаллизации. Кристаллические включения дали информацию о составе совместно кристаллизующихся минералов и об окислительно-восстановительных условиях кристаллизации. Флюидные включения позволили установить важную роль СОз и независимо оценить давление кристаллизации. Преобладающее большинство магматических включений было изучено в оливине. Этот минерал появляется первым на ликвидусе мантийных магм [напр., Соболев, 1996] и предоставляет информацию о наиболее раннем этапе кристаллизации. Оливин характерен для всех пород Ключевского вулкана, а широкий и непрерывный интервал его состава говорит о том, что он может отражать максимально полно историю магматической эволюции. Относительно простой состав, хорошая изученность его равновесия с расплавом и процессов, происходящих с включениями после их захвата, также делают этот минерал и включения в нем наиболее привлекательными для изучения.
Рис. 5-1 Различные типы изученных магматических включений в оливине. А. Б, Г. Д -
Расплавные включения: раскристаллизованное (А), гретое и закаленное в эксперименте (Б), природнозакаленные стекловатые включения (Г. Д); В - Кристаллические включения (Срх): Е -Флюидные включения (СОз). Фотографии сделаны в поляризованном проходящем свете.
РВ в оливине были представлены 2 основными типами: раскристаллизованными, с которыми проводились экспериментальные исследования, и природнозакаленными стекловатыми включениями (Рис. 5-1, А, Б, Г, Д). В магнезиальных оливинах (Ро>85)
преобладал первый тип. Размер РВ (усредненный диаметр) варьировал от 15 до 170 микрон. В работе подробно представлены данные о фазовом составе РВ и различные методические вопросы.
Кристаллические включения в оливине были представлены шпинелью, клинопироксеном (Рис. 5-1, В), ортопироксеном и плагиоклазом, которые встречались как в виде отдельных включений, так и в составе комбинированных включений с расплавом. Наиболее частой встречаемостью характеризовалась шпинель.
Флюидные включения были изучены в оливине (Рис. 5-1, Е) и клинопироксене и представлены преимущественно включениями чистого СО?. Сингенетичность флюидных и расплавных включений основывалась на их совместном нахождения в пределах одного зерна оливина. Большая часть включений при комнатной температуре являлась двухфазной и состояла из жидкой и газообразной СО?. Плотность включений варьировала от 0.24 до 0.81 r/c.MJ. Присутствие флюидных включений рассматривалось как свидетельство о насыщении расплавов СО?.
6. СОСТАВ РАСПЛАВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В ОЛИВИНЕ
РВ характеризуются широкими вариациями содержаний главных элементов (в мас.%, мин-макс, средн.: Si0?=45-60.1, 51.1; ТЮ2=0.64-2.3, 1.05; А1203=12.4-20.2, 17; FeOo6u,=7.3-12, 8.8; MgO=2.8-13.5, 7.1; Са0=5.5-15.6, 10.4; Na20=2.1-4.7, 3.2; К?0=0.33-2.2, 0.84; #Mg=35.2-73.8, 57.3; Fo=67.3-92.1, 83.5) (Рис. 6-1). При уменьшении магнезиальности происходит постепенное увеличение содержаний ТЮ?, Na20, К?0, Р205 и уменьшение содержаний MgO и СаО. Содержание SiO? увеличивается при существенных вариациях для составов с близкой магнезиальностью. Для А1203 характерно накопление в интервале F092.78, а затем его содержание уменьшается. Максимальные концентрации АЬО? (>19 мас.%) характерны для интервала F077.81. Изменение содержания главных элементов находит закономерное отражение в изменении их отношений. В интервале Fo92.80 отношение СаО/А1?Оз уменьшается, а затем остается приблизительно постоянным, отношение К20/ТЮ? увеличивается в среднем от 0.7 до 1. Наиболее примитивные включения (Fo>89) близки к ВМБ (МБ с Mg0>10 мас.%) Ключевского вулкана содержанием ТЮ2, FeO, MgO, Na?0, К20, Р?05, но статистически значимо отличаются от них содержанием Si02, А1203, СаО и Са/А1 отношением при незначительном пересечении составов. Составы примитивных РВ имеют существенно более широкие вариации содержаний SiO?, А1203, СаО и Na20 по сравнению с ВМБ (Рис. 6-1,7-1, Табл. 7-1).
При уменьшении магнезиальности отличие РВ от пород становится менее выраженным, но сохраняется для части расплавов. По сравнению с породами РВ показывают более широкий диапазон магнезиальности за счет более дифференцированных составов (Fo<77), где породы представлены лишь единичными анализами. Составы стекол основной массы пород лежат на завершении трендов составов РВ (Рис. 6-1).
Средние содержания элементов-примесей в РВ и породах близки друг другу. При уменьшении магнезиальности РВ происходит увеличение содержания большинства несовместимых элементов-примесей при незначительном изменении их
Рис. 6-1 Содержание главных элементов (в мас.%) в РВ и породах Ключевского вулкана в зависимости от состава оливина-хозяина (То. мол.%).
Составы РВ скорректированы на равновесие с оливином-хозяином и приведены к 100 % без учета содержания воды. Fo для пород (порода=расплав)-расчетные значения по модели [Ford et al., 1983], Р=1 атм, ANNOO. Также показан средний состав основной массы со стандартными отклонениями (1 сигма) - по составам стекол заливов в оливине(поток Апахончич, n=28, Fo - также расчетные значения, Р=1 атм, ANNO+1).
65 70 75 80 85 90 65
отношений (Рис. 6-1). В целом РВ имеют более широкий диапазон вариаций элементов-примесей по сравнению с породами за счет присутствия более деплетированных составов, как в примитивной, так и в более дифференцированной области (Ьа/УЬпоро„ь,=2.2-4.2, Ьа/УЬВКЛЮЧ|!НИЯ= 1.7-4.3) (Рис. 6-1).
Содержание летучих в РВ варьирует в широком диапазоне (в мас.%, мин-макс, сред.): Н20=0-5.4, 1.8; 8=0.008-0.32, 0.133; С1=0.011-0.144, 0.078; Р=0.0204-0.0892, 0.036. Максимальное содержание Н20 для наиболее примитивных составов (Ро>89) составляет 2.9 мас.%. Низкие концентрации воды (Н20<0.5 мас.%), измеренные в РВ в магнезиальных оливинах Ро>85 (Рис. 6-2) из образцов лав, связаны с процессом потери воды из включений, происходящем в природе [РоПпуа§т е!: а1., 2008]. При уменьшении магнезиальное™ содержание Н20 в целом увеличивается, достигая максимальных значений 4.9-5.4 мас.% для РВ в оливинах Ро81.83 из образцов мелкой пирокластики. В более железистых составах содержание Н20 уменьшается, отражая процесс дегазации расплавов (Рис. 6-2).
□ Расплавные включения
Д Основная масса
□ РВ из лав
О РВ с сульфидом А Данные других авторов о Н.О расч. (ЙТ_01-Р1) Д Оси. масса_расч --КО расч-фракционир. п
0.35 0.30 0.25 0.20 0.15 0.10 0.05
0.00 0.09 0.08 0.07 0.06 0.05 0.04 0.03 0.02
90 65 70
75
80
85
90 Fo
Рис. 6-2 Содержание летучих (в мас.%) в РВ зависимости от состава оливина-хозиина (Fo, мол.%).
Для воды отдельно показаны РВ из образцов лав (Булочка, Очки, Туйла). Для составов Fo<82 (и основной массы) приведены также расчетные значения содержания воды по модели [Danyushevsky et al., 1996]. Для серы отдельно показаны включения из образцов, для которых характерно присутствие сульфида в РВ (Булочка, Очки). Данные других авторов - из работ [Soboiev, Chaussidon, 1996; Хубуная, Соболев, 1998; Портнягин и др., неоп.; Auer et al., 2009]. Сплошными стрелками показаны - тренды дегазации расплавов. Пунктирные стрелки показывают занижение содержания воды и серы за счет процесса потери воды из включений и присутствия сульфида внутри включений.
По данным [Auer et al., 2009] PB в оливине Ключевского вулкана содержат до 0.19 мас.% С02. Установленный в данной работе факт присутствия богатых С02 флюидных включений в оливине Fo88 позволяет оценить минимальное содержание С02 в исходных расплавах как 0.3 мае. %. Содержание СОг в расплавах контролировалось давлением кристаллизации и уменьшалось, начиная с самых ранних этапов кристаллизации.
Среднее содержание серы для наиболее примитивных РВ составляет 0.17 мас.%, а максимальная концентрация - 0.24 мас.%, что вероятно наиболее близко отражает состав исходных магм (Рис. 6-2). При уменьшении магнезиальности расплава содержание серы падает, в особенности быстро в области составов Fo<82-80. Содержание серы в наиболее дифференцированных расплавах составляет -0.01 мас.%. Содержание хлора в наиболее примитивных РВ варьирует почти в 3 раза, а среднее содержание составляет 0.086±0.024 мас.%. При уменьшении магнезиальное™ происходит небольшое уменьшение концентраций хлора до 0.050.07 мас.%. Содержание фтора в РВ варьирует от 0.0204 до 0.0892 мас.% и остается в среднем постоянным (0.036±0.0119 мас.%) во всем интервале составов (Рис. 6-2).
Различное поведение летучих при уменьшении магяезиальности РВ отражает различное сродство летучих к флюидной фазе при фракционировании расплавов [напр., Кадик, Луканин, 1986]. Наибольшее сродство к флюидной фазе имеют сера и С02. Интенсивное отделение воды во флюидную фазу происходит на завершающих этапах кристаллизации в условиях давлений менее 3 кбар. Хлор и фтор характеризуются наиболее консервативным поведением (Рис. 6-2).
7. ПРОИСХОЖДЕНИЕ II СОСТАВ РОДОНАЧАЛЬНЫХ МАГМ КЛЮЧЕВСКОГО ВУЛКАНА
7.1 Состав и условия образования родоначальных расплавов
Примитивные РВ (Fo>89), которые могут отражать состав родоначальных магм Ключевского вулкана, варьируют от Ну- до Ne-нормативных составов за счет вариаций Si02, A12Oj, CaO и Na20 (Рис. 7-1, Таблица 7-1). Широкие вариации примитивных РВ характерны как в целом для вулкана, так и для отдельных извержений (например, прорыв Булочка). При изменении содержаний главных элементов закономерных изменений содержаний элементов-примесей не происходит. Составы МБ с Mg0>10 мас.% при незначительном пересечении с составами РВ характеризуются низкими содержаниями СаО, А1203 и высоким содержанием Si02 и находятся на продолжении трендов РВ (Рис. 7-1).
Оценки возможных Р-Т условий равновесия первичных расплавов с перидотитом составляют в среднем -15-19 кб (-50-65 км) и 1290-1315 °С, что близко к условиям сухого солидуса перидотита [Katz et al., 2003]. Степень плавления мантийного источника (E-DMM), оцененная по методике [Portnyagin et al., 2007а], составляет для Ключевского вулкана 10-16 % (Таблица 7-1). В совокупности эти оценки позволяют сделать вывод о доминирующей роли индуцированного водным флюидом плавления мантийного вещества при образовании первичных магм Ключевского вулкана. Предполагавшееся в ряде работ большое значение декомпрессионного плавления при
18 Al,0, р
17 □
16
15 □
14
13
1?
□ Расплавы Fo>82@Fo91 ■ Включения Fo>89 Породы Mg0>10
CaO □
□ m г-
□ ад □ пД ¿5®,в
в °
Дг"
D
• Нг * Пн Si02
52
54
Рис. 7-1 Ковариации главных элементов ($1, А1, Са) в родоначальных расплавах Ключевского вулкана.
Состав родоначальных расплавов (Ро>82@Ро90 рассчитан по составу расплавных включений в оливине Ро>82 (п=270) нормированием на Ро91 на основе зависимостей между содержанием каждого из главных элементов и Ро (Рис. 6-1). Также показаны составы примитивных расплавных включений (Ро>89) и высокомагнезиальных базальтов (М§0>10 мас.%) Ключевского вулкана.
образовании магм Ключевского вулкана не находит подтверждения в наших данных. Также следует отметить умеренно-высокое содержание воды в исходных магмах (~3 мае. %), не выходящее за пределы вариаций составов типичных исходных магм Камчатки [РогШуа§т е1 а!., 2007а]. Таким образом, даже если количество флюида, отделяющегося от возможно субдуцирующей под центральную Камчатку цепи Императорских подводных гор, необычно велико по сравнению с другими регионами Камчатки, это не приводило к аномально высоким содержаниям воды в исходных магмах Ключевского вулкана.
1. Включения 2. Породы 3. Родонач. расплав 4. Эксл_НК -95 5. 3KCn_GG-98 б. Эксл_М-0б
Выборка Fo>89 Mg0>10 Fo>89 gPo„ Все Все СТ. ПЛ. <40 %
Главн. эл-ты, мас.% n=69 sld n=42 sld п=69 sid Интервал п=9 std п=18 std п=8 sld
SiOz 48.12 1.37 51.37 0.48 47.86 1.30 44.9 49.9 51.27 1.31 47.97 1.19 44.70 0.81
ТЮ2 0.84 0.09 0.84 0.06 0.81 0.08 0.67 1.07 0.56 0.18 0.73 0.21 2.00 0.13
А1гО, 15.39 1.02 13.71 0.33 14.83 0.94 16.9 13.1 15.37 3.63 17.88 1.01 16.01 1.90
FeOo6ul 8.51 0.O1 8.69 0.23 8.54 0.03 8.5 8.6 7.40 1.28 7.80 0.53 11.07 0.7 8
МдО 10.82 0.87 11.42 0.44 12.23 0.38 11.3 12.9 12.65 3.48 11.76 1.43 7.63 1.64
СаО 12.67 1.03 9.80 0.32 12.21 1.01 15.2- 10.7 10.73 1.41 10.65 0.64 13.76 1.33
Na20 2.71 0.34 2.44 0.16 2.61 0.32 3.59 2.05 1.66 0.83 2.61 0.45 3.04 0.80
К,0 0.61 0.17 0.65 0.11 0.59 0.17 0.3 5 0.98 0.05 0.02 0.22 0.20 1.73 0.54
Р,05 0.13 0.04 0.14 0.03 0.13 0.03 0.05 0.19 0.15 0.08
Total 99.8 99.2 0.5 99.8 99.7 99.8 99.9 0.1
#Мд 69.3 1.7 70.1 0.8 71.8 0.6 70.3 72.8 74.7 2.8 72.7 1.9 54.6 4.0
FO 89.8 0.6 89.7' 0.4 91 * 91.4 1.1 88.7 0.9 84.2* 2.0
CaO/AI,Os 0.83 0.08 0.71 0.03 0.83 0.08 0.67 1.09 0.73 0.15 0.60 0.05 0.88 0.18
к2о/тюг 0.73 0.20 0.77 0.12 0.73 0.20 0.47 1.19 0.10 0.04 0.27 0.20 0.88 0 32
Нормах. Ne или Ну 4.6"' 19.3м* 4.3"= 13.6" -8"' 30.5"' 0.11™ 13.9"*
Летучие
Нг0 (сред. >0.5 •/„) 2.0 0.58 1.9 0.5 -2.5, „ 5.1.шр 1.7
Н,0 „„,. 2.9 2.8
нго 3.2
S (сред. >0.12 %) 0.16 0.03 0.16 0.03
S м„с 0.24 0.23
CI 0 086 0.024 0.083 0.023
F, ррт 327 75 316 74
Услов. образов.
рпдавления^ % 12.6 2.7 21(7-38) 10 27(18-39) 8
Р, кб., средн. 16.8 2 13.5-22.5 10 14(12-20) 2.8 8(10-5)
Т сух. (0|.расплав) 1312 В
Т [Н20-Р1 1303 12 1244 98 1237 51 1219 42
Tops 1308 27
Таблица 7-1 Средний состав (главные элементы, летучие) примитивных расплавных включений, пород и родоначальных расплавов Ключевского вулкана.
В таблице приведены средние составы примитивных расплавных включений в оливине Fo>89 (1), высокомагнезиальных (Mg0>10) базальтов (2) и родоначальных расплавов (@Ро9,) (3) Ключевского вулкана. Состав родоначальных расплавов получен из составов включений Fo>89 обратным фракционированием оливина. Также приведены средние составы продуктов плавления: перидотита (4) [KLB-1. Hirose, Kawamoto, 1995], смеси перидотита и магнезиального глиноземистого базальта (5) [Gaetani, Grove. 1998] и амфиболового верлита (6) [Medard et al.. 2006] при водоненасыщенных условиях; условия экспериментов приведены также в таблице к Рис. 7-2. Расчет нормативных Ne или Ну по CIPW при Fe'7Feofa=0.1. * - расчетный Fo при ÄNNOO (ГО3), ** -среднее содержание воды в исходных расплавах по двум максимальным оценкам: 2.8 (PB Fo>89) и 3.6 (PB Fo>82). Условия образования рассчитаны по методикам [Portnyagin et al., 2007а] (F";,a". Н20"с™), [Соболев и др., 1993: Хубуная, Соболев. 1998; Арискин, Бармина, 2000] (Р) и [Katz et al.. 2003] (TDPS=Tcyxoro солидуса перидотита). Отметим, что давление образования отрицательно коррелирует с содержанием Si02 в расплавах и Ne: группа с содержанием Si02>48.5 мас.% (Ну- и слабо-Ne нормативные расплавы) характеризуются более низким давлением (14.5±1 кб) по сравнению с более недосыщенными Si02 расплавами (!7.5±1.5 ко). Возможное неравновесие второй группы расплавов с Орх (в связи с участием верлитов - см. ниже) дает основание относиться с осторожностью к их высоким оценкам давления образования.
7.2 Вариации содержаний главных элементов, как отражение литологии источника
На проекциях базальтового тетраэдра [Falloon, Green, 1987] наблюдаемые вариации составов примитивных расплавов выражаются в увеличении жадеитового и диопсидового миналов с уменьшением кварцевого минала (Рис. 7-2).
Di Jd+CaTs+Lc Plag Qz
Поле Источник Эксперимент, работа Стартовый состав Флюидный режим Р.кб VC Ol (Fo)
1 Перидотит + Н20 H:rose-Kawarro!o 1S95 Gaetam-Grove 1998 Parman-Grova. 2004 Лерцолит (KLB-ч; Базальт-^лерцолит Базальт+гзрцбургит Н-0 ненасыщ НгО ненасыщ (+С02) Н20 ченасыщ 12-20 12-20 1100-1350 Л 70-1370 1175-1320 85 .6 - 92 S 86.9 - SC 86 5 • S1 5
II Рефр. Перидотит +Н20+С02 Schmiat-Green. 2004 Аикарам'/т»ре<рр. аеридот^ Н?0 и Н20+С02 ненасыщ 15 1300-1380 8S 2 - 93 5
III Клинопироксенит Kogiso-Hirschmann. 200' Клинопирсксенит. Ol клин-т ¡сухой 10 1250-1 ¿25 77 - SO 5
IV Амфиболовый верлит Medard et al 2006 Ami верпи- (Ol-Amf-Cpxt) Н20 5 и 10 1175-1350 78 9 - 8S.d
V Лерцолит +Нг0+С02 Myser.-Boettcher. 1976 Olafsson 1980 Лерцолит Лерцолит Hj0+C02. XvCOj/H:0>=C 5 Н20-С02. мол % С02 30-65 10-20 13 5-18.5 1070-1150 1100-1180
Рис. 7-2 Сравнение составов родоначальных расплавов Ключевского вулкана и экспериментальных продуктов плавления на проекциях базальтового тетраэдра
Похожие закономерности характерны в целом для примитивных составов расплавов областей надсубдукционного магматизма (Камчатка. Филлипины,
Индонезия, Новые Гебриды, Италия. Малые Антильские острова. Центральная Америка).
Проведенное сопоставление с экспериментальными данными по плавлению различных пород позволило связать наблюдаемые вариации родоначальных расплавов Ключевского вулкана с участием двух литологически различных источников: умеренно деплетированного перидотитового (лерцолитового) вещества и амфиболовых верлитов (безортолироксеновых пород с амфиболом) (Рис. 7-2, Таблица 7-1).
Амфиболовые верлиты могли образоваться путем модификации перидотитового вещества в результате карбонатитового Н^О-ССЬ метасоматоза островодужной мантии [напр., Портнягин и др., 2005] или же представляли собой блоки нижнекоровых кумулятов, которые за счет процессов термомеханической эрозии или деламинации и погружения вовлекались в область магмогенерации (Рис. 9-1) [напр., Kelemen et al., 2003]. Отсутствие корреляций главных элементов и элементов-примесей в родоначальных расплавах может свидетельствовать в пользу последнего варианта. В этом случае кора обедняется ультрамафическим веществом кумулятивного слоя, и ее состав становится более кислым, что может объяснять парадокс островодужного магматизма, когда первичные магмы имеют базальтовый состав при андезитовом валовом составе коры [Gill, 1981; Stern, 2002; Keiemen et ai., 2003].
7.3 Происхождение вариаций содержаний несовместимых элементов-примесей и изотопного состава кислорода
По содержанию элементов-примесей средние составы примитивных РВ и родоначальных расплавов хорошо соответствуют высокомагнезиальным породам Ключевского вулкана (Таблица 7-2).
Родоначальные расплавы характеризуются широкими вариациями содержаний элементов-примесей. Максимальные вариации (более, чем в 2 раза) характерны для наиболее несовместимых элементов (LILE,
LREE, Th. U. Nb) (Рис. 7-3). Характерной особенностью является положительная взаимная корреляция элементов группы LILE (К, Ва), Th, U, Sr, LREE, MREE, HFSE (Zr. Hf), отношений более несовместимых элементов к менее несовместимым (например, K/Ti, La/Yb, Ba/Zr), а также их положительная корреляция с изотопным составом кислорода (Рис. 7-3), и отсутствие корреляции этих элементов
В Ва Th U Nb К La РЬ Ce Sr Р Nd Zi Hf Sm Ti Dy Li Et Y Yb
Рис. 7-3 Вариации содержаний элементов-примесей и изотопного состава кислорода в родоначальных расплавах
с более совместимыми элементами-примесями, такими как 'П, У и 1ШЕЕ, а также с В. Доминирующее влияние на содержание Ы1ЕЕ, Ве, Бг, ТЬ, Р (более 60 %) и содержание В, Ва, и, К, РЬ, РЬО и С1 (более 90 %) в родоначальных расплавах оказывает присутствие субдукционного компонента и его состав (Таблица 7-2).
Включения Породы Родонач. расплав Инг. CK |CK, % ФК J1K СКФВ ЛК Шивелуч
Выборка Fo>89 МдО>Ю Fo>82 g Fo„ Ключевской Ксудач РВ Fo>89
Редкие, ррт 1, n=34 std 2 std n 3, n=99 std Интервал 4 5 6 7 8 9, п=8 std
8 12.6 2.3 11.4 2.2 7.5-18.1 325 96.7% 328 517 9.11 2.70
Ва 207 48 219 22 15 219 49 124-329 5368 99 7% 14333 2162 1739 813 368
Th 0.35 0 14 0.38 001 4 0 38 0.12 0.19-0.64 8.22 87.4% 11.7 4.47 4 1.02 0.30
и 0.25 0.16 0.23 0 05 4 0.28 0 13 0.12-0.42 6.44 93.9% 5,57 4.18 2 0.60 0 18
Nb 1.20 0 26 2.08 1 35 4 1.2S 0 25 0.76-1.77 0.0% 2.00 0.24
К 4999 1428 5161 1404 3079 - 9218 24258 9206
«¡0, мас.% 0.60 0.17 0.65 0.11 42 0.62 0.17 0.37-1.11 14.7 94.1% 7.7 9.7 4.2 2.92
La 4.08 0.96 4.45 0.40 10 4.27 0 88 2.69-6.59 70 624% 37.7 37 12.4 3.54
Be 0.45 0.07 0.45 0 06 0.31 - 0 58 7.5 64,2% 4.72 2.33 5 0.76 010
Ce 107 2 4 10.8 1.0 10 10.9 2.1 6.9-15 4 178 57.7% 87 99 29,5 7.94
РЬ 1.43 0 86 3 60 1 76 3 1.67 0.6 5 0.71 - 3.29 35.3 SO.7% 60.4 16.0 5.08 2 96
Sr 275 48 260 37 13 257 38 183- 358 5637 76,2% 1417 6624 928 326
Nd 8.33 1 55 7.47 0 67 6 8.31 1.16 6.3-10.8 118 47.9% 55 56 21.0 60S
Zr 53.9 9.2 63.7 3.5 9 54.6 7.4 39.8-70.8 31,9% 72.6 13 93
Hf 1.60 Oí 6 1.84 0.16 5 1.63 0.19 1.21-2.02
Sm 2.53 0.43 2.38 0.21 9 2.44 0 39 1.86-3.11 28 35.3% 3.7 13.7 16 5.21 1 15
Eu 0.84 0 24 0.89 0.07 9 0.81 0.20 0.4-1.38 6.45 24.2% 2.6 5.68 7 1,38 041
Gd 3 13 0.10 4 2.66 0.29 2.2-3.22 16.1 17.8%
TI 5045 577 4747 55 2 3379 - 5960 5761 820
T¡0¡, мас.% 0.84 0.10 0.84 0.06 42 0.79 0.09 0.56 - 0.99 8,8% 0.96
Dy 2.80 0.36 2 70 0.2 8 2.1-3.4 0.0% 3.71 0 70
Y 16.7 2 1 19.0 0.8 7 16.0 1.8 12.2-20.8 0.0% 18 3 3 42
Er 1.79 0 39 1 74 0 27 1.33 - 2.2 1.4% 2.08 0 41
Yb 1.64 0 22 1.79 0.13 9 1.62 0.19 1.13-2.02 0.0% 1.83 0.39
U 4.20 0 6 5 6.98 056 4 5.29 1.44 2.95-9.53 1.06 0.71
Li" (=4.5'Yb) 7.4 7.3 122 48.1% 28.6 13.3 27
K/T¡ 0.99 1.07 1.09 0.69-1.68 4.2
LaíYB 2.49 249 2.63 1.69-4.29 6.8
мас.% 3.2 2.8-3.8 83 97.1% 90.1 93 0,67 017
CI, мас.% 0.090 0 021 0.061 - 0.124 2.24 99.7% 1.01 0.59 2.40 0.146 0 032
F, ppm 337 125 185- 849 7967 79.8« 5479 2000 1884 755
8"0 01(п=24) 6.7 0.47 5.65-7,21
рплавЛ«иия 12.8 3
Нгоист-".мас.% 0.44 0.39-0.50
Таблица 7-2 Содержание элементов-примесей в родоначальных расплавах Ключевского вулкана и составы субдукционных компонентов.
Приведены средние составы примитивных включений (I), пород (2) и родоначальных расплавов (3) Ключевского вулкана. Состав родоначальных расплавов оценен на основе расплавных включений в оливине Fo>82 с учетом зависимости состава оливина от степени фракционирования (Рис. 8-1). Показаны оцененные по методике [Portnyagin et al., 2007а] составы интегрального субдукционного компонента (CK, 4) и его вклад (в мас.%) в бюджет элементов-примесей (5), флюидного компонента, вызывавшего плавление (ФК, 6), и литосферного компонента (ЛК, 7). ФК был оценен на основе сопоставления составов с различной степенью плавления (на примере потока Очки). Содержание Ва в ФК может быть завышено в связи с вероятно более высоким коэффициентом распределения: (метасоматизированный) источник-расплав, чем использовался в расчете - DBa [Workman, Hart, 2005]. Оценка состава ЛК проведена на основе сравнения средних составов 2 групп расплавов (имеющих одинаковую степень плавления) различающихся по степени обогащенности: низкокалиевой -К20<0.4 мас.% и высококалиевой К20>0.9 мас.%. 5'80-усредненные значения для индивидуальных или нескольких вкрапленников оливина из всех изученных образцов. Интервал содержания воды в источнике - на основе оценок воды в исходных расплавах (2.8-3.6 мас.%). Также приведены составы субдукционного компонента фронтальных вулканов низкокалиевых толеитов (СКФВ, 8 - на примере вулкана Ксудач) [Portnyagin et al., 2007а] и средний состав примитивных расплавных включений в оливине вулкана Старый Шивелуч, вероятно являющихся продуктами плавления метасоматизированной литосферной мантии (ЛКШ, 9) [Портнягин, неоп.].
Наблюдаемые вариации и соотношения между элементами-примесями свидетельствуют об участии в образовании родоначальных расплавов Ключевского вулкана 3-х главных компонентов: мантии, флюида из субдуцированной плиты и обогащенного литосферного компонента (Рис. 7-4). 8
Uß/La
Флюид
20%,
JПлавление Г индуцированное ф флюидом ¡ПИФ|
h»
ЛК. Шивелуч. PS Fo>39 Источник • DMM -—Плавление DMM. 1.2.5.10,15.20 % с ПИФ DMM. 1-20 % □ 1932*1966 гг. и 6900 л.н. D 3350 Л.Н.
в 2500 Л.Н. |
С 1900 Л.Н.
£г - Смешение ПИФ.16% ♦ ЛК ¿г -Смешение ПИФ.10% *ЛК
1
g La/Yb -j
в
флюид -генезисе
Рис. 7-4 Главные компоненты (мантия литосферный компонент), участвующие родоначальных магм Ключевского вулкана.
Разными квадратами показаны составы родоначальных расплавов (по включениям в оливине Fo>82) Ключевского вулкана в зависимости от возраста извержений. Приведены 2 варианта равновесного плавления (20 %) источника DMM [Salters, Stracke, 2004]: при обычных условиях и под воздействием флюида (плавление индуцированное флюидом ПИФ - по методике
[Portnyagin et а!., 2007а], Р=15 кбар, Т=Т,
'сухсолш перил.)- ДЛЯ флЮИДа
использовался состав субдукционного компонента фронтальных вулканов Камчатки (на примере вулкана Ксудач - [Portnyagin et al„ 2007а] - состав 8 в Таблица 7-2) с содержанием воды 90 мае. %. Коэффициенты распределения элементов при плавлении по [Workman, Hart, 2005]. В качестве возможного литосферного компонента ЛК приведен средний состав расплавных включений в оливине (Fo>89) влк. Шивелуч (состав 9 в Таблица 7-2). Пунктирными линиями показано смешение между литосферным компонентом и расплавами, полученными в результате 10 и 16 % плавления, индуцированного флюидом.
Флюидный компонент
При индуцированном
флюидом
количество
привнесенное
мантийный
определяет
плавления
[например,
Newman,
Следовательно,
флюидного
плавлении флюида, в горячий источник, степень мантии БЫрег, 1994]. состав компонента
оценить
на масс-
плавления.
расчеты главными
можно основании балансового расчета, основанного на составе 2-х расплавов с различной степенью Сделанные показали, что составляющими флюидного компонента, вызывавшего плавление (в мае. %, без учета силикатной составляющей и ССЬ), являлись Н20 (90), К20 (7.7), Ва (1.4), С1(1),В (0.033) и РЬ (0.006) (Таблица 7-2), а его Оцененный состав флюида
содержание в источнике магм составляло 0.2-0.5 %. отличается от состава флюида, участвующего в образовании первичных магм фронтальных низкокалиевых толеитов Камчатки, более высокими содержаниями Ва, К, ТЪ, и и более низким содержанием бора. Образование флюидного компонента вероятно связано с дегидратацией измененной океанической коры и осадков, субдуцирующих под Камчатку в районе ЦКД. Обогащенный литосферный компонент
Большие вариации изотопного состава кислорода исходных магм Ключевского вулкана (1.6 %а - от 5.6 до 7.2 %о) не могут быть объяснены в рамках 2-х
компонентной модели индуцированного флюидом мантийного плавления, из-за малого количества флюида (менее 1 %), необходимого для получения наблюдаемых степеней плавления (до 20 %). Положительные корреляции между 6180 и большинством элементов-примесей могут быть объяснены смешением первичных мантийных магм с расплавами литосферного происхождения (коровыми или мантийными), имеющими тяжелый изотопный состав кислорода (6|80 >8 %а) и обогащенными Ва, ТЪ, и, К, Ьа, в меньшей степени МЯЕЕ и НЕБЕ (1г, Ш, КЬ). Поскольку большие вариации содержаний несовместимых элементов-примесей были установлены в высокомагнезиальных оливинах (Ро>89), вероятным источником обогащенного компонента могло служить вещество метасоматизированной литосферной мантии, частичное плавление которой могло происходить при взаимодействии с более глубинными первичными магмами (Рис. 9-1).
Возможным аналогом обогащенного компонента/расплава может служить состав улыра-щелочных РВ в оливине Ро89.93 вулкана Шивелуч [Портнягин, Чурикова, неопубликованные данные] (Таблица 7-2). Весь диапазон составов родоначальных расплавов Ключевского может быть в этом случае объяснен смешением расплавов, полученных в результате индуцированного флюидом плавления источника БММ с 550 % обогащенного литосферного компонента типа расплавов Шивелуча (Рис. 7-4).
Возможно также, что литосферный компонент характеризуется более окисленным состоянием, чем астеносферная мантия, о чем могут свидетельствовать более окисленные условия кристаллизации (в среднем на 0.8 лог.ед. у02 - оцененные по составу включений Сг-Бр в оливине) родоначальных расплавов более обогащенных современных (1932-1966 гг.) извержений по сравнению с менее обогащенными расплавами древних извержений (1900-2500 л.н) (Рис. 7-5).
Интересно, что количество литосферного компонента,
вовлеченного в процессы магмогенерации, систематически варьировало во времени (Рис. 7-5). Вероятным объяснением этих вариаций может быть
периодическое изменение в режиме питания вулкана. Усиление или ослабление притока мантийных расплавов или скорости их движения в магмоподводящих каналах могло приводить к менее или более эффективному взаимодействию глубинных расплавов с веществом литосферной мантии.
4.0 -Ь
: Ца/УЬ Литосферный компонент (ЛК)
ЯК <50% а
А
< 25-30
) % В ■ 2-5 |.............Б ■
[ Е 1
20 Г---------------1
[ <5-10 7. I +-1-1-1-1-
: ■ 6900 л.н. , ш 3350 л.н. , ■ 2500 л.н. ! о 1900 л.н. ] о 1932-1966 гг ■□Средние_
1.5
Возраст, л.н.
1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000
Рис. 7-5 Изменение степени обогащенности родоначальных расплавов Ключевского вулкана во времени.
8. ЭВОЛЮЦИЯ РОДОНАЧАЛЬНЫХ МАГМ И УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ
8.1 Кристаллизационная дифференциация родоначальных магм
Характер накопления несовместимых элементов в расплавах с уменьшением магнезиальное™ показывает, что основным механизмом эволюции родоначальных расплавов являлась фракционная кристаллизация (Рис. 8-1).
Закономерные изменения содержаний главных элементов (Рис. 6-1) и элементов-примесей в РВ, а также составы кристаллических включений позволили выделить 3 основных этапа кристаллизации: (1) 01±Срх+Сг-8р, Ро>89, Р<0.09, #Мёрг,са™>67-68; (2) 01+Срх+Сг-8р±Орх1г, Ро89.80, Р=0.09-0.39,
Шёрасп.Лав=67_5(); (3)
О1+Р1+Срх+8р(Т1-М0±Орх, Ро<82-80, Р>0.39. #Мврасплав<50, где Б -степень кристаллизации исходного расплава.
Кристаллизация родоначальных магм Ключевского вулкана начинается при давлении 10-12 кбар на глубине -35-40 км, отвечающей сейсмической границе Мохо под вулканом [Балеста, 1981], при температуре 1250-1300 °С и ГО2 ~ДШО=0 (Рис. 8-2). Характер изменения Р-Т-И условий показывает, что ведущим механизмом эволюции магм вулкана является декомпрессионная фракционная кристаллизация. Градиент (ЗТ/ёР значительно превосходит градиент адиабатаческого подъема магм (5 °С кбар) и варьирует^ от 25 до 50 °С/кбар (Рис. 8-2 А). Кристаллизация и подъем магм Ключевского вулкана происходит при двух различных режимах (Рис. 8-2 Б). На глубине > 20 км (Р>6 кб) кристаллизация исходных расплавов всех типов пород вулкана происходит при постоянных скорости декомпрессии с1Р/с1Р -0.33 (ёР/ёР ~3 %/кбар) и скорости остывания сГШР =25 °С/кбар. Для МБ эти условия могут сохраняться до меньших глубин, предшествующих извержению. Подъем родоначальных расплавов ВГБ на глубине < 20 км существенно замедляется. Скорость декомпрессии снижается до 0.1-0.05 (<ЗШР=10-20 %/кбар), а скорость остывания увеличивается до 35-50 °С/кбар, что свидетельствует о процессе накопления магм в верхней коре под вулканом. Образование высокоглиноземистых расплавов происходит в результате - 40 % фракционирования родоначальных магм Ключевского в интервале давлений 3-5 кбар (10-17 км), температуре 1000-1060 °С, ДЫЫО=+1 и содержании воды до 5 мас.% (Рис. 8-2, Рис. 6-2). Заключительная стадия
0.65 0.6
Р степень фракционирования 0.5 0.4 0.3 0.2 0.1 0
66 68 70 72 74 76 78 80 82 84 86 88 90 92
Рис. 8-1 Соотношение между содержанием К20 в расплаве, составом оливина (Ко) и степенью фракционирования (Г).
Зависимость между содержанием К1О в расплаве и составом оливина Ро была использована для оценки степени фракционирования: Р=[С(К:0)Ро„и,..|Н-С(К2О)Ро„]/С(К;О)Ров0веч„; Г=1-ехр1-0.0448*(91-Го)]
эволюции магм (40-60 % фракционирования) происходит при интенсивной дегазации воды из расплавов, что сопровождается кристаллизацией плагиоклаза, оливина, пироксена и рудной фазы при практически постоянной температуре или некотором ее повышении (1000-1100 °С) непосредственно до и во время извержения [Миронов и др., 2001].
Подтверждением ведущей роли декомпрессионной фракционной кристаллизации в эволюции магм Ключевского вулкана является также хорошее соответствие наблюдаемых трендов изменения содержаний главных элементов в РВ (Рис. 6-1) модельным трендам кристаллизации расплавов, полученных с учетом оцененных Р-Р-Т-Н20-ГО2 условий в программе «Комагмат».
1000 1050 1100 1150 1200 1250 1300 0,6 0.5 0.4 0.3 0.2 0.1 0.0 А Б
Рис. 8-2 Р-Т условия кристаллизации (А) и различные режимы фракционирования (Б) магм магнезиальных (МБ) и высокоглиноземистых базальтов (ВГБ) Ключевского вулкана
Приведены усредненные значения (через I номер Ро) для расплавов со степенью кристаллизации Р<0.5 (Ро>75), стандартные отклонения (] сигма) показаны вертикальными и горизонтальными линиями. ВГ - высокоглиноземистый расплав - Рол.7:, АЬ05 >17 мас.%. Глубина в км рассчитана по соотношению 1 кб=3.3 км. Границы для ВК (верхняя кора), НК (нижняя кора), М (граница Мохо) -по данным [Балеста, 1981; Горельчик и др., 2001; Озеров и др., 1997].
8.2 ЭМИССИЯ ЛЕТУЧИХ НА ПОВЕРХНОСТЬ.
Данные о содержании Н20, С02, Б, С1 и Б в расплавах позволили оценить состав флюида на различных стадиях фракционирования родоначальных магм и количество летучих, поступающих на поверхность в результате деятельности Ключевского вулкана (Таблица 8-1). Валовый состав флюида хорошо соответствует среднему составу флюида для островодужного вулканизма Земли (Таблица 8-1, ср. 4 и 9). Он состоит на более чем 70 % из воды, 15-20 % составляет С02 и -10 % приходится (в порядке убывания) на Б, С1 и Р. Состав флюида менялся при кристаллизации от углекислотно(>50%)-сульфатно-водного на ранней стадии фракционирования к существенно водному (>90 %) на более позднем этапе эволюции (Таблица 8-1, ср. 5 и 6). Поступление летучих на поверхность в результате деятельности Ключевского вулкана превышает средние значения для островодужных вулканов Земли более чем в 10 раз, а его вклад в среднегодовой бюджет составляет до 1.5 % (Таблица 8-1,10-11).
1 -Кл 2 - Кл 3-Ю1 4 - Кл 5 -Кл 6 - Кл 7-ОВЗ 8 -ОВЗ 9 -ОВЗ 10-Кп/ОВЗ 11-КлЮВЗ
Летучий 7 т.п., 10э т грамм/год кг/м/млн.л 1 %, Общ. F<0.35 F»0.35 КГ/М/МЛН.Л грамм/год % Общ. кг/м/млнл грамм/год
н2о 22.4 3.20Е+12 8.00Е+10 : 72.2 21.4 90.6 9.10Е+09 3.0Е+14 74.6 8.8 1.07%
СО,»„ 2.8 4.00Е+11 1.00Е+10 I 7.5Е-ИЗ 0.53%
СОг махс 5.6 8.00Е+11 2.00Е+10 ! 18.1 60:3 5.1 7.5Е+13 18.6 1.07%
sw 1.3 1.86Е+11 4.65Е+09 ; 5.50Е»08 1.8Е+13 8.5 1.03%
S нам. 2.1 3.00Е+11 7.50Е+09 6.8 13.9 3.6 5.50Е+08 1.8Е+13 4.5 13.6 1.67%
CI 0.68 9.72Е+10 2.43Е+09 I 2.2 3.6 0.5 1.30Е+08 7.0Е+12 1.7 16.2 1.39%
F 0.24 3.44Е+10 8.60Е+08 ! 0.8 0.8 0.2 6.93Е+07 2.3Е+12 0.6 12.4 1.50%
Данные Эта работа S-2008 W-2005 веред, 12 1.2%
Таблица 8-1 Оценка состава флюида и эмиссии летучих в результате детяльности Ключевского вулкана (Кл) и сравнение с данными для островодужного вулканизма Земли (ОВЗ).
Оценка проведена на основе отношений летучий/КлО (значения отношений: для HiO-5.3, СО: - 0.671.34, S - 0.31-0.5, С1 - 0.162, F - 0.0573) в исходных магмах Ключевского и общей массы KiO, поступающего на поверхность, с использованием следующих параметров вулкана: возраст 7000 лет, продуктивность 60 млн.т. в год, среднее содержание К?0 в вулканическом материале I мае. %, диаметр вулкана - 40 км (значения 1-3). Также приведены составы флюида (нормированные к 100 %), оцененные на основе данных об исходном содержании летучих и поведении летучих при фракционировании (Рис. 6-2): валовый состав (4), состав «раннего» флюида (5) - для первых 35 % фракционирования и состав «позднего» флюида - для последующих заключительных 25 % фракционирования. Данные для ОВЗ (7-9) из работ [Sadofsky, Portnyagin et al., 2008; Wallace, 2005]. Кг/м/млн.лет - оценка, нормированная на протяженность островодужных систем (33 000 км). Содержание летучих в исходных магмах Ключевского вулкана в мас.%: HiO=3.2, С02=0.4 - 0.8, S=0.17-0.25, СЮ.09, F=0.034.
8.3 Отличие расплавов и пород
Для объяснения наблюдаемого различия содержаний S1O2. АЬОз 11 СаО между породами и расплавами (Рис. 6-1) было рассмотрено 3 возможные причины: 1) участие локальных процессов ассимиляции или процессов внутри включений, приводящих к несоответствию составов расплавных включений составу расплавов макросистемы 2) переуравновешивание мантийных расплавов при их подъеме, приводящее к образованию магм состава ВМБ, 3) эффекты кристаллизации, смешения и кумуляции мафических вкрапленников на состав пород. Первые два варианта не объясняют различия РВ и пород, которые наблюдаются во всем интервале составов, от примитивных до дифференцированных. Наиболее вероятной причиной является последняя (Рис. 8-3). По этой схеме в смешении участвуют базальтовые и андезито-базальтовые расплавы. Источником Последних могут быть магнезиальные магмы вулкана Безымянный, который вероятно имеет с Ключевским вулканом единую мантийную питающую систему [Озеров и др., 1997; Альмеев, 2005]. При смешении образуются расплавы, отвечающие составу умеренно.магнезиальных пород Ключевского. Их дальнейшая кристаллизация приводит к образованию ВГБ, а процессы кумуляции 01 и Срх в этих расплавах приводят к образованию наиболее магнезиальных пород - ВМБ Ключевского вулкана (Рис. 8-3). В процессах смешения не исключается участие и более кислых расплавов в верхнекоровых условиях, однако это требует дальнейшего фактического подтверждения.
Рис. 8-3 Роль процессов кристаллизации, смешения и кумуляции в происхождении отличий составов пород и РВ Ключевского вулкана
Цифрами показаны - составы: 1 -средний состав расплава в равновесии с оливином Fo8;.88, отражающий ~15 %
фракционирования родоначальных магм
Ключевского (до глубины -20 км); 2 - состав основной массы («транспортирующего» расплава) наиболее примитивных пород
вулкана («Булочка») и средний состав расплавов образца Ь49 (=наиболее магнезиальной группе расплавных включений, отвечающих составам пород); в качестве андезито-базальтовой магмы нанесен средний состав магнезиальных (MgO>4.9, #Mgí2.5-57 5, Si02=55-57) 2-Рх андезито-базальтов вулкана Безымянный (тип Б-2 по [Альмеев, 2005]). Модельный тренд отвечает 60 % кристаллизации (01+Срх - 40% и 01+Р1 - 20 %), рассчитанной в «Комагмате»; смешение (1-2) отвечает добавлению к базальтовому расплаву 55-60 % андезито-базальтовой магмы; кумуляция (2-ВМБ) отвечает добавлению в расплав (2) 10.5 % 01 и 11.5 % Срх.
9. ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ОБРАЗОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ РОДОНАЧАЛЬНЫХ МАГМ КЛЮЧЕВСКОГО ВУЛКАНА
Оцененные условия образования и эволюции родоначальных магм Ключевского вулкана хорошо согласуются с независимыми данными распределения эпицентров землетрясений под вулканом и сейсмотомографии [напр. Федотов и др., 1988; Горельчик, Сторчеус, 2001; Горельчик, Гарбузова, 2001; Lees et al., 2007; Федотов, Жаринов, 2007; Хубуная и др., 2007]. Интервал глубин начала кристаллизации в точности совпадает с максимальными глубинами, на которых фиксируются землетрясения под вулканом (35-40 км) и соответствует границе Мохо [Балеста, 1981]. Группа землетрясений, выделяемая на глубинах 12-20 км [Горельчик, Сторчеус, 2001] может быть соотнесена с процессами продвижения магм в зоне их накопления под вулканом. По данным сейсмотомографии выше 20 км наблюдается область с низкоскоростными аномалиями. Интерпретация этих аномалий остается дискуссионной, и они могут быть напрямую не связаны с наличием расплавов и (гаи) значительных по размеру магматических очагов [Lees et al, 2007]. Тем не менее, эта зона по глубине хорошо совпадает с областью накопления магм под вулканом (10-20 км), где происходит образование высокоглиноземистых расплавов. Сопоставление геофизических данных с результатами проведенного петрологического и геохимического исследования позволило построить взаимосогласованную общую модель строения и эволюции магматической питающей системы под Ключевским вулканом (Рис. 9-1).
а Расплавы Ключевского
• Породы Ключевского
• ВМБ (Булочка)
• Анд-баз. магмы (Безым.) Модельн. кристаллиз.
34 33 4 2 46 50 54 58 62 66 70 74
Рис. 9-1 Модель образования и эволюции магм Ключевского вулкана.
ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ
1. Родоначальные расплавы базальт-андезит-базальтовой серии Ключевского вулкана характеризуются базальтовым (5Ю2~48 мас.%), высокомагнезиальным (М§0~12 мас.%, #М§~72), умереннокалиевым (К20~0.6 мас.%) и высоководным (Н20~3 мас.%) составом. Их образование происходит в результате 10-16 % плавления вещества островодужной мантии под воздействием Н20-С02 флюидного компонента, в состав которого входят также К, Ва, С1, В и РЬ.
2. Вариации главных элементов (БЕ А1, Са, Ка) в родоначальных расплавах Ключевского вулкана и других островодужных вулканов объясняются плавлением литологически гетерогенной мантии, включающей умереннодеплетированные лерцолиты и амфиболовые верлиты.
3. Значительные вариации содержаний несовместимых элементов-примесей (К, Ва, ТЬ, и, Яг, LR.EE, 7л. НО и изотопного состава кислорода в родоначальных расплавах Ключевского вулкана связаны со смешением первичных мантийных магм с продуктами плавления метасоматизированной литосферной мантии.
4. Главным механизмом дифференциации родоначальных магм Ключевского вулкана, приводящей к образованию высокоглиноземистых расплавов, является декомпрессионная кристаллизация на глубинах от 40 до 10 км при температурах от 1300 до 1000 °С в условиях накопления в расплавах Н20 от 3 до 5 мае. %. Заключительная стадия кристаллизации магм Ключевского вулкана происходит на глубинах менее 10 км и контролируется дегазацией воды из расплавов.
5. Значительную роль в образовании пород Ключевского вулкана играют процессы смешения магм и кумуляции минералов-вкрапленников, что приводит к различию состава пород и родоначальных магм. Высокомагнезиальные базальты образуются в результате кумуляции мафических вкрапленников в транспортирующих расплавах андезит-базальтового состава.
Список работ по теме диссертации
Статьи:
1. Churikova Т, Woerner G., Mironov N.. Kronz А. (2007) Volatile (S, CI and F) and fluid mobile trace element compositions in melt inclusions: implications for variable fluid sources across the Kamchatka arc. Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 154(2), p.217-239
2. Portnyagin MV, Hoerale K, Plechov PY, Mironov NL. Khubunaya SA (2007) Constraints on mantle melting and composition and nature of slab components in volcanic arcs from volatiles (H2O, S, CI, F) and trace elements in melt inclusions from the Kamchatka Arc. Earth and Planetary Science Letters, v. 255 (1 -2), p. 53-69.
3. Портнягин M.B., Миронов H.JI., Матвеев C.A., Плечов П.Ю. (2005) Петрология «авачитов» - высокомагнезиальных базальтов Авачинского вулкана (Камчатка): II. Расплавные включения в оливине. Петрология, т. 13, № 4, с. 358-388.
4. Портнягин М.В., Плечов П.Ю., Матвеев С.В., Осипенко А.Б., Миронов Н.Л. (2005) Петрология «авачитов» - высокомагнезиальных базальтов Авачинского вулкана (Камчатка): I. Общая характеристика, состав пород и минералов. Петрология, т. 13, №2, с. 115-138.
5. Миронов Н.Л.. Портнягин М.В., Плечов П.Ю., Хубуная С.А. (2001) Заключительные этапы эволюции магм Ключевского вулкана (Камчатка) по данным изучения расплавных включений в минералах высокоглиноземистых базальтов. Петрология, т. 9, № 1, с. 51-69.
6. Плечов П.Ю., Миронов Н.Л.. Плечова А.А., Хубуная С.А. (2000) Особенности химического состава и образования расплавных включений в плагиоклазах потока Апахончич, влк. Ключевской, Камчатка. Геохимия, № 1, с. 39-47.
Тезисы:
1. Миронов Н.Л.. Портнягин М.В (2008). Динамика кристаллизации и транспорт магм Ключевского вулкана (Камчатка). Расширенные тезисы доклада на XIII международной конференции по термобарогеохимии и IV симпозиуме APIFIS, 22-25 сентября 2008 г., ИГЕМ РАН, Москва. Интернет-адрес публикации (pdf) www.minsoc.ru/2008-1-26-0
2. Mironov N.L.. Portnyagin M.V. (2008) Dynamics of magma crystallization and transport at the Klyuchevskoy volcano (Kamchatka) revealed from melt inclusions study. IAVCEI 2008. General Assembly « Understanding volcanoes», 18-22 August, Reykjavik, Iceland
3. Portnyagin M. Hoernle K., Plechov P., Mironov N. (2006) Effects of partial mantle melting and
- ; variable composition of slab components on the origin of across-arc geochemical zoning in
Kamchatka arc, Geophysical Research Abstracts, 8, 04965
4. Mironov N.L.. Portnyagin M.V. (2005) An origin and evolution of the Klyuchevskoy volcano magmas: insight from melt inclusion study, Workshop "Inclusions in minerals and processes in the Earth's mantle": Ringberg Castle (Bavarian Alps), Germany, 9-13 May 2005
5. Portnyagin M., Mironov N.L.. 2005, Dramatic loss of H20 from melt inclusions in olivine after eruption, Workshop "Inclusions in minerals and processes in the Earth's mantle": Ringberg Castle (Bavarian Alps), Germany, 9-13 May 2005, MPI
6. Portnyagin M., Hoernle K., Avdeiko G., Mironov N.. Saveljev D. (2004) The role of fluids and volatiles in the Kamchatka subduction system. 4th Biennial Workshop on Subduction Processes emphasizing the Kurile-Kamchatka-Aleutian Arcs, Petropavlovsk-Kamchatsky, Russia, August 2127, 2004
7. Portnyagin, M., Hoernle, K., Avdeiko, G., Mironov. N. and Saveljev, D. The Role of Fluids and Volatiles in the Kamchatka Subduction System. KOMEX-II workshop, Vladivostok, 2004, 27-30 May, pp.3 7-3 8
8. Churikova Т., W6rner G., Mironov N.. Kronz A,, Pletchov P. and Portnyagin M.. Compositional changes in fluids across the Kamchatka arc, 4 th Biennial Workshop on Subduction Processes emphasizing the Kurile-Kamchatka-Aleutian Arcs, Petropavlovsk-Kamchatsky, August 21-27, 2004, lmp:/Auvw.kcs.iks.ru/ivs/conferences/kasp/te7-/ab5 8en.doc
9. Mironov N.. Portnyagin M, Pletchov P. (2003) The origin and composition of primitive melts of Klyuchevskoy volcano, Kamchatka - insight from melt inclusions study. EGS-AGU-EUG Joint Assembly, v.5, p. 01966. Geophysical Research Abstracts, Nice, France, 06 - 11 April 2003
10. Миронов Н.Л., Портнягин M.B., Плечов П.Ю. (2003) Происхождение и состав примитивных расплавов Ключевского вулкана, Камчатка - по данным изучения расплавных включений. Семинар по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии - Хитариада, Москва, ГЕОХИ РАН, апрель 2003 года
11. Миронов Н.Л.. Портнягин М.В., Плечов П.Ю. (2003) Происхождение и состав примитивных расплавов Ключевского вулкана, Камчатка - по данным изучения расплавных включений. Электронный научно-информационный журнал "Вестник Отделения наук о Зелие РАН", 1(21). URL: http:/Avw\v.scgis.ru/russian/cpl251/h dasanWl-2003/informbul-) 2003/тацш-15e.pdf
12. Churicova Т., Woerner G., Kronz A., Pletchov P., Mironov N.. Portnyagin M. (2003) S, CI F and trace elements in melt inclusions in olivines from mafic Kamchatka rocks. Geophysical Research Abstracts, Vol. 5, 13291 (EGS-AGU-EUG Joint Assembly -Nice, France, 06 - 11 April 2003)
13. Миронов HJI, Портнягин M.B., Плечов П.Ю. (2002) Особенности состава магм Ключевского вулкана по данным изучения расплавных включений в оливинах, Семинар по экспериментальной минералогии, петрологии и геохииии - Хитариада, Москва, ГЕОХИ РАН, 16-17 апреля 2002 года
14. Миронов Н.Л.. Портнягин М.В., Плечов П.Ю. (2002) Особенности состава магм Ключевского вулкана по данным изучения расплавных включений в оливинах. Вестник Отделения наук о Земле РАН Hi 1(20)' 2002 URL: http://uww.scuis.ru/russian/cp123 l/li dtigums/l-2002/informbul-l/maam-l l.pdf
15. Churikova Т., Woerner G., Kronz A., Pletchov P., Mironov N.. Portnyagin M. (2002) S, CI, F and trace element composition of melt inclusions from Kamchatka olivines. 3-rd biennial workshop on subduction processes emphasizing the KurUe-Kamchatka-Aleutian Arcs, Fairbanks, Alaska, June 2002
16. Portnyagin M.V., Hoemle K.., Avdeiko G., Mironov N.. Werner G. (2002) The role of deep fluids in magma generation in the Kurile-Kamchatka arc: An overview of goals, aproaches and recent results of KOMEX Subproject 2. Climate Drivers in the North, May 2002, Kiel, Germany, Terra Nostra, pp.89-90
17. Portnyagin M.V., Pletchov P.Yu., Mironov N.L., Tetroeva S.A. (2001) Olivine hosted melt inclusions in Kamchatka lavas: Implications for the origin of high-Ca low-Si melt inclusions in island-arc setting. EUGX1, Strassbourg, France, 6-17 April 2001
18. Миронов Н.Л., Портнягин M.B., Плечов П.Ю. (2001) Эволюция примитивных расплавов Ключевского вулкана по данным экспериментального изучения расплавных включений. XIV Российское совещание по экспериментальной минералогии. Черноголовка, 2-4 октября 2001.
19. Миронов Н.Л., Плечов П.Ю., Портнягин М.В. (2000) Связь высокомагнезиальных и высокоглиноземистых базальтов Ключевского вулкана по данным изучения расплавных включений в минералах. Электронный журнал «Вестник ОГГГГН РАН» №5(15), URL: http:r'mrn\scps.rw:russian'cp!25! h clacL'ms,-5-2000 'mazniJI
20. Миронов Н.Л.. Плечов П.Ю., Портнягин М.В. (2000) Связь высокомагнезиальных и высокоглиноземистых базальтов Ключевского вулкана по данным изучения расплавных включений в минералах. Семинар по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии - Хитариада, Москва, ГЕОХИ РАН, апрель 2000 года
ri
Отпечатано на ризографе вОНТИ ГЕОХИ РАН _ Тираж 200 экз. W/iViV. if&jl'Zh »'. icy
¿Г,
t^ fbi . 'ЪО)
Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Миронов, Никита Леонардович
СОДЕРЖАНИЕ.
1. ВВЕДЕНИЕ.
1.1 Актуальность темы исследования.
1.2 Цель работы.
2 КЛЮЧЕВСКОЙ ВУЛКАН: ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ, РЕЗУЛЬТАТЫ ПРЕДЫДУЩИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ОБОСНОВАНИЕ ЗАДАЧИ РАБОТЫ.
2.1 Географо-геологическое положение вулкана и геодинамика.
2.2 Строение, возраст и продукты извержений Ключевского вулкана.
2.3 Результаты геофизических исследований.
2.4 Представления о генезисе базальтов Ключевского вулкана - результаты минералого-петролого-геохимических исследований.
2.5 Обоснование задачи данной работы.
3 МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ.
3.1 Аналитические методы.
3.1.1 Методы валового анализа.
3.1.1.1 Рентгено-флуоресцентный анализ (РФА или XRF).
3.1.2 Методы локального анализа.
3.1.2.1 Электронный микрозондовый анализ.
3.1.2.2 Метод вторично-ионной масс-спектрометрни (ВИМС или SIMS).
3.2 Методы изучения магматических включений.
3.2.1 Представительность раставов, захваченных в виде включений.
3.2.2 Изменение состава включений после их захвата.
3.2.3 Экспериментальные исследования.
3.2.3.1 Высокотемпературный эксперимент с расплавными включениями.
3.2.3.1.1 Высокотемпературная установка.
3.2.3.1.2 Особенности поведения включений в эксперименте, кинетика плавления.
3.2.3.1.3 Остаточные фазы во включениях.
3.2.3.1.4 О потере воды из включений.
3.2.3.1.5 О проблемах, связанных с гомогенизацией изученных включений.
3.2.3.2 О соответствии составов природно и экспериментально закаленных включений.
Показанные соотношения свидетельствуют о соответствии полученных результатов в ходе экспериментальных исследований и природных данных.
3.2.3.3 Экспериментальное изучение флюидных включений.
3.2.4 Методы коррекции составоврасплавных включений.
3.2.4.1 Моделирование обратной кристаллизации для включений в железистых оливинах.
3.2.4.2 Зависимость расчетного состава расплава от окислительно-восстановительных условий.
3.2.4.3 Расчет состава расплава с учетом процесса переуравновешивания включений с минералом-хозяином.
3.2.4.4 Зависимость расчетного состава расплава от исходного содержания FeO.
3.3 Методы оценки физико-химических условий кристаллизации.
3.3.1 Температура.
3.3.1.1 Ликвидусные термометры.
3.3.1.2 Оливин-клинопироксеновый термометр.
3.3.2 Давление.
3.3.2.1 Клинопироксеновый геобарометр.
3.3.2.2 Определение давления по клинопироксен-расплав равновесию.
3.3.2.3 Оценка давления по разнице расчетных температур Ol и Срх.
3.3.2.4 Оценка Рщо п0 содержанию воды в расплавах.
3.3.2.5 Оценка давления по плотности С02 во флюидных включениях.
3.3.3 Окислительно-восстановительные условия.
3.3.4 Оценка содержания воды в расплавах.
3.3.4.1 Оценка по сумме микрозондового анализа.
3.3.4.2 Оценка по сравнению закалочной и расчетной температур.
3.3.4.3 По отношениям Н20/А1203, Н20/К20.
3.3.4.4 Оценка по разнице расчетных температур для оливина и плагиоклаза.
3.3.4.5 FIoKd Ca"Na между плагиоклазом и расплавом.
3.3.4.6 Оценка для водонасыщенных расплавов.
3.3.5 Оценка содержания С02 в расплаве.
3.3.6 Оценка времени нахождения вкрапленников оливина в магматической системе.
3.4 Моделирование.
3.4.1 Масс-балансовые расчеты МНК.
3.4.2 Моделирование в системе Комагмат.
3.4.3 Плавление источника и оценка состава субдукционных компонентов.
3.5 выводы.
4 ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ.
4.1 Материал для исследования и геологические объекты Ключевского вулкана извержения, потоки, конуса).
4.1.1 Калгенный материал.
4.1.2 Особенности изученных извержений.
4.1.3 Связь состава лав с высотой извержения.
4.1.4 Продукты твержений Ключевского вулкана.
4.2 петрография и минералогия пород.
4.2.1 Петрография.
4.2.2 Минералогия.
4.2.2.1 Оливины.
4.2.2.1.1 Магнезиалышсть.
4.2.2.1.2 Микроэлементы (Mn, Са, Ni, Сг).
4.2.2.1.3 Роль безоливииового (пироксенитового) мантийного источника в образовании магм Ключевского вулкана.
4.2.2.2 Клинопироксены.
4.2.2.3 Ортопироксены.
4.2.2.4 Плагиоклазы.
4.2.2.5 Шпинель.
4.3 петрохимия и геохимия пород.
4.3.1 Петрохимия.
4.3.2 Геохимия.
4.4 выводы.
5 МАГМАТИЧЕСКИЕ ВКЛЮЧЕНИЯ.
5.1 расплавные включения.
5.1.1 Расплавные включения в оливинах.
5.1.1.1 Ореолы вокруг включений.
5.1.1.2 Возможные механизмы захвата включений.
5.1.1.3 Фазовый состав раскристаллизованных включений.
5.1.1.3.1 Клинопирокссн.
5.1.1.3.2 Шпинель.
5.1.1.3.3 Плагиоклаз.
5.1.1.3.4 Амфибол.
5.1.1.3.5 Остаточные стекла.
5.1.1.3.6 Сульфид.
5.1.1.4 Степень и характер раскристаллизованности включений.
5.1.2 Расплавные включения в клинопироксенах.
5.1.3 Расплавные включения в плагиоклазах.
5.2 флюидные включения.
5.3 кристаллические включения.
5.4 выводы.
6 СОСТАВ РАСПЛАВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В ОЛИВИНЕ.
6.1 Главные элементы.
6.1.1 Общая систематика.
6.1.2 Отдельные составы пород и включений, отличающиеся от большинства составов.
6Л.2Л Породы.
6.1.2.2 Включения.
6.1.3 Переуравновешивание включений с оливином-хозяином и кристаллизация оливина на стенках включений в магнезиачьиых оливинах (Fo>82).
6Л.ЗЛ Переуравновешнвание включений.
6.1.3.2 Вариации по содержанию FeO вследствие кристаллизации оливина на стенках включений. б. 1.3.3 Влияние процесса переуравновешивания на состав включений.
6.2 Содержания воды, серы, хлора и фтора.
6.2.1 Вода.
6.2.2 Сера.
6.2.3 Хлор.
6.2.4 Фтор.
6.2.5 Различный характер изменения содержаний серы, хлора и фтора.
6.3 Содержание элементов-примесей.
6.3.1 Общее распределение содержаний элементов-примесей.
6.3.2 Вариации некоторых отношений (KJTi, La/Yb, Nb/Y) элементов-примесей в расплавных включениях.
6.3.3 Особенности поведения Li в расплавных включениях.
6.3.4 Отсутствие влияния сульфида внутри включений на содержание РЬ в стеклах включений.
6.4 Оценка состава расплавов.
6.5 Общая статистика распределения составов расплавов и пород.
6.6 Соотношение Fo(OL) - #Mg -MgO: расплавы-породы.
6.7 Выводы.
7 СОСТАВ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ РОДОНАЧАЛЬНЫХ МАГМ КЛЮЧЕВСКОГО ВУЛКАНА.
7.1 Оценка состава родоначальных магм Ключевского и сравнение с другими объектами
7.2 условия образования первичных расплавов.
7.3 вариации состава родоначальных магм.
7.3.1 Вариации по содержанию главных элементов.
7.3.2 Литология источника как основная причина вариаций по главным элементам.
7.3.3 Ковариации содержания Ni в оливине и главных элементов в расплаве.
7.3.4 Вариации по содержанию элементов-примесей.
7.3.4.1 Общая характеристика вариаций.
7.3.4.2 Участие 3 главных компонентов.
7.3.4.3 Флюидный компонент.
7.3.4.4 Обогащенный литосферный компонент.
7.3.4.5 Корреляции с нзотопным составом кислорода (dO18).
7.3.4.6 Систематические вариации состава во времени.
7.3.4.7 Возможные причины вариаций по содержанию бора.
7.4 выводы.
8 ЭВОЛЮЦИЯ РОДОНАЧАЛЬНЫХ МАГМ И УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ.
8.1 фракционирование как основной механизм эволюции родоначальных расплавов.
8.1.1 Оценка степени фракционирования.
8.1.2 Поведение элементов-примесей.
8.1.3 Изменение содержания главных элементов в расплавах в зависимости от магнезиалъности.
8.1.4 Последовательность кристаллизации.
8.2 Температура кристаллизации.
8.2.1 Оценка содержания воды в системе.!.
8.2.2 Оценка Ткристаллизации по равновесию OI-расплав.
8.2.3 Оценки Т кристаллизации, сделанные другими методами.
8.3 Давление кристаллизации.
8.3.1 Оценка для равновесия Ol-Срх-расплав.
8.3.2 Оценка для равновесия Срх-расплав.
8.3.3 Оценка по флюидным включениям С02.
8.3.4 Оценка по составу Срх.
8.4 Различные режимы фракционирования (P-T-F) магм магнезиальных и высокоглиноземистых базальтов.
8.5 Оценка времени фракционирования и подъема магм.
8.5.1 Оценка по диффузионной зональности вокруг расплавных включений в оливине.
8.6 Окислительно-восстановительные условия.
8.6.1 Вариации условий для вулкана в целом.
8. б. 2 Вариации условий для отдельных потоков.
8.6.3 Поток Апахончич. Оценки условий по различным методикам.
8.7 Сопоставление полученных данных с данными геофизических исследований
8.7.1 Сейсмичность и распределение землетрясений под Ключевским вулканом.
8.7.2 Данные сейсмотомографии.
8.8 Эмиссия летучих на поверхность.
8.8.1 Поведение летучих в ходе эволюции магм Ключевского вулкана.
8.8.2 Оценка эмиссии летучих на поверхность.
8.9 Причины отличия расплавов и пород.
8.9.1 Локальные процессы ассимиляции.
8.9.2 Переуравновешивание мантийных расплавов при подъеме.
8.9.3 Процессы кристаллизации, смешения и кумуляции.
8.10 Выводы.
9 ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ОБРАЗОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ РОДОНАЧАЛЬНЫХ МАГМ КЛЮЧЕВСКОГО ВУЛКАНА.
ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ.
БЛАГОДАРНОСТИ.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Происхождение и эволюция магм Ключевского вулкана, Камчатка, по данным изучения расплавных включений в оливине"
1.1 Актуальность темы исследования
Одной из главных геодинамических обстановок проявления вулканизма на Земле являются конвергентные границы литосферных плит, на которых происходит субдукция океанической плиты в мантию. В этой обстановке происходит образование новой коры, по составу приближающейся к континентальной, и процессы фундаментального преобразования океанической плиты в условиях высоких температур и давлений в мантии Земли. Ключевой задачей исследований вулканизма конвергентных границ литосферных плит, который проявлен в островных дугах и активных континентальных окраинах, является реконструкция всего пути эволюции магм от момента образования до извержения на поверхность Земли. Несмотря на значительные усилия, направленные на комплексное решение этой проблемы методами петрологии и геохимии, многие вопросы остаются недостаточно освещенными. В особенности дискуссионными остаются состав и источники родоначальных островодужных магм [Portnyagin et al., 2007а, EPSL; Kelemen et al., 2003], ранние этапы фракционирования магм в коре [Pichavant et al., 2002, 2007], значение коровой ассимиляции в эволюции примитивных магм [Danyushevsky et al., 2004; Reubi, Blundy, 2008], флюидный и окислительно-восстановительный режимы дифференциации магм [Wallace, 2005; Rowe et al., 2009].
В данной работе была поставлена задача реконструкции всего пути эволюции островодужных магм с момента зарождения в мантии до извержения на поверхность для одного вулканического центра — вулкана Ключевской на Камчатке. В основу работы положено детальное изучение магматических включений в минералах, сохранивших информацию о различных этапах эволюции мат и значительных вариациях составов расплавов, существовавших в природе. На основе полученных данных была создана модель эволюции магм Ключевского вулкана, согласованная с геофизическими данными. По постановке задачи и набору использованных методов для ее решения данное исследование является одним из первых в мировой практике и служит фундаментальным вкладом в понимание комплексных процессов магматизма конвергентных границ литосферных плит.
1.2 Цель работы
Цель настоящей работы состояла в решении следующих вопросов:
1. Развитие и совершенствование методики изучения магматических включений в минералах для решения петрологических задач в областях надсубдукционного магматизма.
2. Оценка состава родоначальных расплавов Ключевского вулкана и реконструкция составов и условий плавления их мантийных источников.
3. Выяснение происхождения микроэлементных и изотопных вариаций составов родоначальных магм Ключевского вулкана.
4. Определение физико-химических условий кристаллизации родоначальных расплавов и их изменения в процессе эволюции магм вплоть до момента вулканического извержения.
5. Построение согласованной с геофизическими данными петролого-геохимической модели образования и эволюции магм Ключевского вулкана.
Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Миронов, Никита Леонардович
8.10 Выводы
Показано, что фракционирование ивляется основным механизмом эволюции магм Ключевского вулкана и охарактеризована последовательность кристаллизацни(1-3):
1. Характер накопления несовместимых элементов в расплавах с уменьшением магнезиальности показывает, что основным механизмом эволюции родоначальных расплавов являлась фракционная кристаллизация. На основе зависимости содержания КгО в расплаве от Fo получена зависимость, связывающая состав оливина (Fo) со степенью фракционирования (F): F=l-exp[-0.0448*(91-Fo)].
2. Общая степень фракционирования, оцененная по всем элементам-примесям для дифференцированных андезитобазальтовых расплавов (MgO~4.5 мас.%, Si02-55 мас.%, F076) составляет 0.47±0.09, что хорошо соответствует расчетным значениям на основе зависимости Fo-КгО. Вариации значений степени фракционирования для различных элементов-примесей отражают вариации по составу в родоначальных расплавах, различный характер совместимости элементов при кристаллизации, а также возможные процессы обогащения, связанные с процессами смешения базальтовых и более дифференцированных расплавов. Появление плагиоклаза на ликвидусе (Fos2-so) хорошо фиксируется как по главным элементам (AI2O3, Са/А1 отношение) так и по элементам-примесям (Sr).
3. Закономерные изменения содержаний главных элементов и элементов-примесей в расплавных включениях, а также составы кристаллических включений позволили выделить 3 основных этапа кристаллизации: (1) 01±Cpx+Cr-Sp, Fo>89, F<0.09, #Mgpac,uiaB>67-68; (2) 01+Cpx+Cr-Sp±0pxtr, Fo89-8o, F=0.09-0.39, #MgpacruiaB=67-50; (3) 01+Pl+Cpx+Sp(Ti-Mt)±0px, Fo<82-80, F>0.39, #М8расплав<50, где F —степень кристаллизации исходного расплава.
Оценены Р-Т условия кристаллизации и режимы фракционирования магм (4-9):
4. На основе комплекса различных расчетных методов определены условия кристаллизации (температура, давление, окислительно-восстановительные условия) магм Ключевского вулкана. Полученное соотношение между составом оливина и степенью фракционирования (F) позволило оценить содержание воды на этапе ее накопления для всех магнезиальных расплавов и охарактеризовать Р-T-F условия для всех изученных расплавов. Значения температуры были скорректированы с учетом содержания воды (dT=39.69*H2OA0'73 - Almeev et al., 2007) и давления кристаллизации (+5 °С/кб). Получены зависимости, позволяющие оценить среднюю температуру и давление для определенного состава оливина или степени фракционирования.
5. При фракционировании системы происходит закономерное уменьшение температуры начиная с 1280 °С (± 25) (начало кристаллизации родоначальных расплавов, приведены средние оценки). Минимальными температурами 1030 °С (±30) в связи с накоплением воды характеризуются высокоглиноземистые расплавы, образующиеся в результате 40-46 % фракционирования. В дальнейшем в связи с дегазацией происходит некоторый разогрев, температура расплавов, образующихся в результате более 50 % фракционирования составляет 1055 °С (±45). Температура расплава на поверхности составляла не менее 1100 °С.
6. При оценке давления было использовано несколько независимых методов: по равновесию Ol-Срх-расплав, по равновесию Срх-расплав и по флюидным включениям СО2. Для наиболее магнезиальных составов (Fo>89) комбинация первых двух методов позволила оценить исходное давление. По этой оценке кристаллизация наиболее примитивных расплавов происходит в интервале 10.5 -12 кбар, что соответствует ~ глубине 35-40 км (1 кб=3.3 км). Полученные значения существенно ниже, сделанных ранее на основе состава высокомагнезиальных пород вулкана [19 кбар, Арискин и др., 1995]. При уменьшении магнезиальности расплавов давление уменьшается. Оценки давления для менее магнезиальных расплавов (Fo<89), сделанные различными методами хорошо соответствуют друг другу с учетом точности методов.
Давление, полученное для магнезиальных вкрапленников клинопироксена #Mg>85) по модели [Nimis, 1995, 1999] отличается от остальных более низкими значениями, что позволяет относиться с осторожностью к применению в исследованиях только одного этого метода. Модель расчета давления по равновесию OI-Срх-расплав по-видимому несколько завышает значения для расплавов с SiC>2 >55 мас.%.
7. Характер изменения P-T-F условий показывает, что ведущим механизмом эволюции мат вулкана является декомпрессионная фракционная кристаллизация. Градиент dT/dP значительно превосходит градиент адиабатического подъема магм (5 °С кбар) и варьирует от 25 °С/кбар на раннем этапе кристаллизации (12-6 кбар) до 25-50 °С/кбар на более позднем (<6 кбар).
8. Кристаллизация и подъем магм Ключевского вулкана происходит при двух различных режимах. На глубине > 20 км (при давлении > ~6 кб) кристаллизация исходных расплавов всех типов пород вулкана происходит при постоянных скорости декомпрессии dP/dF ~0.33 (dF/dP ~3 %/кбар) и скорости остывания dT/dP =25 °С/кбар. Для магнезиальных базальтов эти условия сохраняются до меньших глубин, предшествующих извержению. Подъем родоначальных расплавов высокоглиноземистых базальтов на глубине < 20 км существенно замедляется: скорость декомпрессии снижается до 0.1-0.05 (dF/dP=10-20 %/кбар), а скорость остывания увеличивается до 35-50 °С/кбар, что свидетельствует о процессе накопления магм под вулканом. Замедление вероятно связано с увеличением вязкости для менее магнезиальных расплавов. Появление магнезиальных лав на поверхности по-видимому связано с усилением интенсивности притока мантийных магм. Образование высокоглиноземистых расплавов происходит в результате ~ 40 % фракционирования родоначальных магм Ключевского в интервале давлений 3-5 кбар (10-17 км), температуре 10001060 °С и содержании воды до 5 мас.%/ Кристаллизация этого этапа, по-видимому, происходит в серии небольших промежуточных очагов - силлов, когда могут реализовываться как изобарические условия, так и условия более быстрого подъема магм. Заключительная стадия эволюции магм (40-60 % фракционирования) происходит при интенсивной дегазации воды из расплавов, что сопровождается кристаллизацией плагиоклаза, оливина, пироксена и рудной фазы при практически постоянной температуре или некотором ее повышении (1000-1100 °С) непосредственно до и во время извержения [Миронов и др., 2001].
9. Подтверждением ведущей роли декомпрессионной фракционной кристаллизации в эволюции магм Ключевского вулкана является также хорошее соответствие наблюдаемых трендов изменения содержаний главных элементов модельным трендам кристаллизации расплавов, полученных с учетом оцененных P-F-T-H20-Ю2 условий в программе «Комагмат».
Оценены окислительно-восстановительные условия кристаллизации магм
Ключевского вулкана (10-13):
10. Проведена методическая работа по оценке различными методами окислительно-восстановительных (ОВ) условий кристаллизации расплавов потока Апахончич, представляющих широкий интервал составов (Si02~48-59 мас.%, Fo9oj-673)-Наиболее консервативную оценку (NNO-1.5 - NN0-0.6) дает метод [Canil, 1997] основанный на зависимости распределения ванадия между расплавом и оливином от Ю2. Модели, использующие зависимости от состава расплава полученные в работе Сэка, 1980 [Sack, 1980; Арискин, Николаев, 1995] также показывают более низкие оценки по сравнению с другими методами [Борисов, Шапкин, 1989; Ballhaus et al., 1991; Sobolev, Danyushevsky, 1996]. Возможным (но требующим проверки) объяснением является занижение реальных оценок в связи с содержанием воды в расплавах. Остальные методы дают согласованную оценку межу собой с учетом точности этих методов. С учетом всех полученных данных изменение ОВ условий при кристаллизации расплавов потока Апахончич представляется следующим образом. В магнезиальной области составов (F090.3-82) кристаллизация проходит в условиях постепенного окисления, соответствующих буферному равновесию NNO - NNO+1. Дальнейшая кристаллизация (в том числе и образование высокоглиноземистых расплавов) происходит при обстановке, отвечающей буферному равновесию NNO+1 — NNO+2. Наиболее окисленные условия (NNO+1.5 - NNO+2.5) характеризуют заключительный этап кристаллизации, происходящий, по-видимому, непосредственно при извержении.
11. Соотношения между Fe2+/Fe3+ в расплаве и составом оливина (Fo), полученные на основе составов включений хромистой шпинели в оливине для различных потоков использовались при восстановлении исходного состава расплавов из состава расплавных включений. Для большинства расчетов использовалась зависимость расплавов потока Апахончич (Fe2+/Fe3+=0.344*Fo - 23.733) близкая к общей зависимости по всем составам шпинель-оливнн. Она была использована для расплавов потоков Булочка (bul98-01), Туйла, Вернадского, Былинкиной, образцов В29 и В49. Для потоков Очки, Пийпа, Лучицкого, Булочка (Bul-Kh, Buif 1 1 *\ I Л |
Oz) использовались свои зависимости (Fe /Fe =0.91*Fo-70.75; Fe /Fe =5; Fe2+/Fe3+=8; Fe2+/Fe3+=8; Fe2+/Fe3+=6 соответственно).
12. Оценка окислительно-восстановительных условий в целом для вулкана показала, что при кристаллизации магм с уменьшением глубины и уменьшением магнезиальности оливина происходит постепенное увеличение кислородного потенциала. Изменение происходит ступенчато и может быть сопоставлено с выделяемыми в строении земной коры под вулканом слоями: NNO (средняя оценка) - 30-40 км (переходный слой кора-мантия, «М»); 44140+0.5 - 20-30 км (базальтовый слой — нижняя кора); ~NNO+l - < 20 км (гранитно-метаморфический слой - верхняя кора), при общей вариации для каждого из слоев —2-2.5 лог. единицы. Окислительно-восстановительные условия верхней мантии под вулканом могут отвечать буферу NNO - QFM.
13. Для области, отвечающей глубинам 20-30 км («базальтовый» слой или нижняя кора под вулканом), наблюдается систематическое отличие в ОВ условиях между расплавами древних и современных извержений. Современные потоки показывают в среднем более окисленные условия — NNO+O.8, а для древних потоков характерны более восстановленные условия - NNO-O.l. Наблюдаемая картина может свидетельствовать либо о том, что за последние 2-3 тысяч лет условия на этих глубинах стали более окисленными или же о более окисленном характере современных родоначальных магм засчет более длительного взаимодействия с более окисленным метасоматизированным веществом литосферной мантии.
Проведено сопоставление полученных петрологических данных с данными сейсмологических исследований Ключевского вулкана (14-17).
14. Интервал глубин начала кристаллизации (35-40 км) в точности совпадает с максимальными глубинами, на которых фиксируются землетрясения под вулканом (35-40 км) [напр., Горельчик и др., 2001], и ~ соответствует границе перехода от верхней мантии к переходному слою «М» [Балеста, 1981]. Возможно, что на этих глубинах происходит изменение механизма транспорта магм от просачивания через вещество мантии к движению расплавов по трещинам. Группа землетрясений, выделяемая на глубине 12-20 км (Горельчик, Сторчеус, 2001) может быть соотнесена с процессами продвижения магм в выделенной зоне их накопления под вулканом.
15. Оценка времени подъема магм, сделанная на основе моделирования диффузионной зональности вокруг расплавных включений в оливине из магнезиальных базальтов, составляет первые месяцы и хорошо соответствует времени подъема магм, оцененному на основе прямой связи сейсмических событий, происходящих на глубине 20-40 км, и извержений вулкана [Горельчик, Гарбузова, 2001].
16. Область пониженных скоростей, выделенная по данным томографии [Lees et al., 2007] на глубине более 20 км (23-37 км), которую связывают с присутствием расплавов, отвечает раннему этапу кристаллизации магнезиальных магм (первые 15 %, Fo>87). Область пониженных скоростей на меньших глубинах (10-20 км) может быть частично связана с накоплением магм под вулканом, где происходит последующая кристаллизация (30-35 %) с образованием высокоглиноземистых расплавов.
17. Сопоставление полученных в работе результатов с данными сейсмологических исследований легло в основу петролого-геохимической модели образования и эволюции магм Ключевского вулкана.
Данные о содержании летучих в расплавах позволили охарактеризовать поведение различных летучих и состав флюида на различных стадиях фракционирования родоначальных магм, а также оценить количество летучих, поступающих на поверхность в результате деятельности Ключевского вулкана (18-22):
18. Охарактеризованы содержание и поведение летучих в расплавах (Н2О, СО2, S, С1, F) в ходе эволюции магм Ключевского вулкана. В отношении характера и начала дегазации все летучие демонстрируют различное поведение. Дегазация магм по воде начинает происходить -после 30-35 % фракционирования, до этого момента ее содержание в расплавах увеличивается, достигая максимальной концентрации 5-5.5 мас.%. Дегазация расплавов по СО2 происходит существенно раньше: при 10-15 % фракционирования СОг уже существует в виде отдельной флюидной фазы. Дегазация расплавов по S, С1 и F в целом также происходит с ранних этапов фракционирования, однако ее степень для разных элементов различна: наиболее летучим является сера, а наиболее консервативным поведением характеризуется фтор. Эволюция магм приводит к полной дегазации расплавов по Н2О, СОг и S, и частичной дегазации по С1 и F.
19. Данные о содержании Н2О, СО2, S, С1 и F в расплавах позволили оценить состав флюида на различных стадиях фракционирования родоначальных магм Валовый состав флюида хорошо соответствует среднему составу флюида для островодужного вулканизма Земли. Он состоит на более чем 70 % из воды, 15-20 % составляет С02 и ~10 % приходится (в порядке убывания) на S, С1 и F. Состав флюида менялся при кристаллизации от углекислотно(>50 %)-сульфатно-водного на ранней стадии фракционирования к существенно водному (>90 %) на более позднем этапе эволюции.
20. На основе данных о содержании Н2О, С02, S, С1 и F в исходных магмах Ключевского вулкана оценено абсолютное количество (в млрд тонн) летучих поступивших на поверхность за все время существования вулкана: Н20=22.4, С02=2.8 (мин), 5.6 (макс), S=1.3 (средн.), 2.1 (макс), Cl=0.68, F=0.24.
21. На основе опубликованных количественных оценок о поступлении Н20 и СО2 на поверхность в результате островодужного магматизма Земли сделана оценка содержания СО2 в первичных магмах Ключевского вулкана, которая может составлять 0.8 мас.%.
22. Поступление летучих на поверхность в результате деятельности Ключевского вулкана превышает средние значения для островодужных вулканов Земли более чем в 10 раз, а его вклад в среднегодовой бюджет составляет до 1.5 %: для Н20 и СО2 он составляет ~1 %, для серы от 1 до 1.7 % (средняя и максимальная оценки), для хлора -1.4 % и для фтора —1.5%.
Протестированы различные причины отличия содержании главных элементов (Si, Al, Са) в расплавах и породах (23):
23. При уменьшении магнезиальности составы пород показывают близкие тренды к расплавам, тем не менее по абсолютному содержанию ряда главных элементов наблюдается существенное отличие на значительном интервале составов. Наиболее резкое отличие наблюдается в наиболее магнезиальной области: по сравнению с расплавами породы имеют более высокое содержание Si02 и более низкие содержания СаО и AI2O3. Протестировано 3 возможных причины, которые могут объяснять наблюдаемое различие: 1) участие локальных процессов ассимиляции, приводящих к несоответствию составов расплавных включений составу расплавов макросистемы, 2) переуравновешивание мантийных расплавов, (отвечающих составу расплавных включений) при их подъеме с образованием магм отвечающих примитивных породам и 3) сочетание процессов кристаллизации, смешения базальтовых и андезит-базальтовых-андезитовых расплавов (близких по составу к наиболее магнезиальным породам Безымянного вулкана) и кумуляцией мафических вкрапленников, которые приводят к изменению исходных составов магм и образованию пород. Наиболее вероятной причиной является последняя. Предложенная схема образования лав Ключевского вулкана подразумевает еще более тесную связь питающей и транспортирующей систем Ключевского и Безымянного вулканов, чем это предполагается на сегодняшний день.
9 Петролого-геохимическая модель образования и эволюции родоначальных магм Ключевского вулкана
Проведенное петролого-геохимическое исследование Ключевского вулкана, основанное на изучении расплавных включений в оливине, а также в целом магматических включений в минералах и сопоставление полученных результатов с геофизическими данными позволило построить взаимосогласованную общую модель образования, эволюции родоначальных магм и строения магматической питающей системы под Ключевским вулканом (Рис. 9-1).
Образование первичных магм Ключевского вулкана происходит на глубинах более 40 км (~45-75 км) при Т ~1300 °С. Мантийный источник первичных расплавов, вероятно, состоит из литологически неоднородного материала, главным составляющим которого является перидотит, в котором присутствуют блоки или участки амфиболовых верлитов, происхождение которых можно связать с карбонатитовым метасоматозом перидотитового вещества под воздействием Н2О-СО2 флюидов (расплавов) из субдуцируемой плиты. Вовлечение верлитового вещества в процесс магмообразования может быть также связано с процессами деламинации кумулятивных блоков, имеющих магматическое происхождение и вовлекающихся вторично в процесс магмогенерации. Об участии литологически неоднородного материала свидетельствуют наблюдаемые вариации главных элементов в первичных расплавах. В верхних горизонтах мантии (~50-40 км?) происходит взаимодействие и ассимиляция с обогащенным многими элементами-примесями и возможно имеющего тяжелый изотопный состав кислорода веществом литосферной мантии. Свои обогащенные геохимические характеристики это вещество могло приобрести в результате метасоматоза субдукционным компонентом в более ранние этапы островодужного магматизма (10-5 млн лет назад), когда оно находилось в предцуговой зоне. Об этом глубинном процессе ассимиляции, степень которого зависит от интенсивности притока и (или) скорости подъема более глубинных мантийных магм, свидетельствуют вариации содержаний элементов-примесей в первичных расплавах Ключевского вулкана. Закономерные геохимические вариации во времени в составе пород и магм Ключевского связаны именно с этим процессом.
Кристаллизация родоначальных расплавов Ключевского вулкана начинается на глубине 35-40 км при температуре 1250-1300 °С, в переходном от верхней мантии к нижней коре слое (раздел Мохоровичича - 30-40 км). Эти глубины соответствуют эпицентрам наиболее глубинных землетрясений, фиксируемых под вулканом и, по-видимому, свидетельствуют об образовании хрупких деформаций и движении магм по трещинам как главном механизме транспорта магм. Дальнейший подъем родоначальных расплавов до глубины -20 км, отвечающей разделу между нижней и верхней корой («базальтовый» и «гранитный» слой) сопровождается кристаллизацией 01 и Срх (первые 15 % фракционирования) и происходит при -постоянных скорости декомпрессии dP/dF=0.33 и скорости остывания dT/dP=25 °С/кб. Установленное уменьшение скорости декомпрессии dP/dF до 0.1-0.05 и увеличение скорость остывания dT/dP до 35-50 °С/кб на глубине 20-10 км для родоначальных магм глиноземистых базальтов (ВГБ) свидетельствует о замедлении подъема магм и их накоплении в верхней коре под вулканом. На этих глубинах происходят последующие 30-35 % кристаллизации 01 и Срх и образование высокоглиноземистых расплавов (10-17 км) в условиях накопления воды до 5-5.5 мас.%. Подъем магм, по-видимому, происходит в сериях связанных между собой силлов, однако без образования крупных промежуточных камер. Причина замедления подъема может быть связана с увеличением вязкости расплавов. Группа землетрясений, происходящих на глубинах 12-20 км, по-видимому, непосредственно связана с продвижением рсплавов в этой зоне накопления магм, а область низкоскоростных аномалий, устанавливаемая на данных глубинах методом сейсмотомографии может быть как раз обусловлена присутствием значительного количества расплавов в этой зоне. Сохранение одинаковых параметров кристаллизации (dP/dF и dP/dT) для родоначальных магм магнезиальных базальтов (МБ) как в нижней так и в верхней коре может говорить о том, что эти магмы поднимаются, минуя область накопления магм в верхней коре, что объясняет также их извержения на меньших высотах постройки вулкана. Появление МБ на поверхности, по-видимому, поисходит в результате усиления интенсивности притока глубинных магм. Процессы смешения базальтовых и более кислых магм (например, андезито-базальтовых магм Безымянного вулкана), оказывающих влияние на содержание главных элементов в магмах могут происходить на глубинах 20-10 км. Заключительная стадия эволюции магм на глубине < 10 км (40-60 % фракционирования) происходит при интенсивной дегазации воды из расплавов, что сопровождается кристаллизацией плагиоклаза, оливина, пироксена и рудной фазы при практически постоянной температуре или некотором ее повышении (1000-1100 °С) непосредственно до и во время извержения.
KM 5
20 км
-10
-20
-30
-35
-40 км
45
-50
60
-65 км -70
3000 м
1-1700 м Т
Магмы ВГБ (20-10 км) dT/dP=3S-50 С/кб dP/dF=0.1-0.05 iNNO=+i ,
Магмы МБ dP/dF=0.33 cTT/dP=25 С/кб ш
И тэ X х
Л *
О "О О) т to о
-1120 С глубина 40-20 км первые 15 % кристаллизации
Родоначальные магмы ВГБ и МБ IIP"20 dP/dF=0.33 dT/dP=25 С/кб fO,-ANNO=fl I I
О 9 ■ ± со ^ о »
S 5 2 В
О-"О 01
V V
Начало кристаллизации родоначальных магм Т « 1250 -1300 С.
Движение магм .по'трещи нам
Кумулятивные горизонты со .
0 J ьЩ s
1 ч <*А /Чг /' сфврная v » / Эрозия и рделаминациякоры
Литосферная ассимиляция J,
Образование и подъем первичных расплавов Т * 1290-1315
500 м
Зкб
10.5
12кб
15кб
20кб
Рис. 9-1 Модель образования и эволюции магм Ключевского вулкана
Защищаемые положения
1. Родоначальные расплавы базальт-андезит-базальтовой серии Ключевского вулкана характеризуются базальтовым (Si02~48 мас.%), высокомагнезиальным (MgO~12 мас.%, #Mg~72), умеренно-калиевым (КгО-О.б мас.%) и высоководным (ЬЬО-З мас.%) составом. Образование родоначальных расплавов происходит в результате 10-15 % плавления вещества островодужной мантии под воздействием Н2О-СО2 флюидного компонента, главными составляющими которого являются также К, Ва, С1, В и РЬ.
2. Вариации главных элементов (Si, Al, Са, Na) в родоначальных расплавах Ключевского вулкана и других островодужных вулканов объясняются плавлением литологически гетерогенной мантии, включающей умеренно деплетированные лерцолиты и амфиболовые верлиты.
3. Значительные вариации родоначальных расплавов Ключевского вулкана по содержанию несовместимых элементов-примесей (К, Ва, Th, U, Sr, LREE, Zr, Hf) и изотопному составу кислорода связаны со смешением первичных мантийных магм с расплавами, вероятным источником которых является метасоматизированная литосферная мантия.
4. Родоначальные магмы Ключевского вулкана начинают кристаллизоваться при температурах 1250-1300°С, фугитивности кислорода отвечающей буферному равновесию Ni-NiO (ANNO=0) и давлении 10-12 кбар (-35-40 км). Образование высокоглиноземистых расплавов происходит на глубинах 10-17 км, температурах 1000-1060 °С и ANNO=+1 и содержании воды в расплавах до 5 мае. % как результат предшествующей декомпрессионной кристаллизации -40% оливина и клинопироксена. Заключительная стадия кристаллизации магм Ключевского вулкана происходит в близповерхностных условиях при температурах 1000-1100 °С и контролируется дегазацией воды из расплавов.
5. Значительную роль в образовании пород Ключевского вулкана играют процессы смешения и кумуляции минералов-вкрапленников, что приводит к изменению их состава относительно состава родоначальных магм. Высокомагнезиальные базальты образуются в результате кумуляции мафических вкрапленников в транспортирующих расплавах андезит-базальтового состава.
Благодарности
Благодарю Бога за то, что завершил эту кандидатскую диссертацию (но не исследование! исследование продолжается!). Благодарен Максиму Владимировичу Портнягину под чьим руководством проведена и завершена эта работа, за эти незаметно и может быть не столь медленно как хотелось прошедшие годы дружеского и увлекательного общения и сотрудничества. Выражаю любовь своей дорогой супруге Александре за ее любовь и большое терпение.
Не могу не выразить слов благодарности и радости всем своим коллегам и друзьям по лаборатории геохимии магматических и метаморфических пород. Прежде всего, тем, кто проявлял деликатность и упорство в призывании к завершению этой работы. Благодарю Б.А. Базылева, В.Г. Батанову, И.А. Белоусова, Б.И. Гонгальского Г.С. Закариадзе, С.К. Злобина, Е.А. Краснову, С.П. Крашенинникова, Н.А. Криволуцкую, З.Е. Лясковскую, Н.А. Мигдисову, А.А. Новоселова, А.А. Плечову, А.В. Рудакову, Н.М. Свирскую, С.А. Силантьева, Н.В. Соловьеву, Н.М. Сущевскую, О.П. Цамерян и И.В. Храмова. Конечно же, приношу слова благодарности заведующему нашей лаборатории Александру Владимировичу Соболеву, которому кроме всего остального особо благодарен за приглашение и участие в совещании по расплавиым включениям в Рингберге, с которого я понял, что эта работа будет завершена.
Признателен В.Б. Наумову за помощь в исследовании флюидных включений, консультации и интерес к работе. Благодарю А.А. Арискина за ценные советы и обсуждение материала диссертации. Признателен Т.И. Цехоне за всегда теплое отношение.
Также ценю и очень рад, что успел попасть в атмосферу свободы, исследования и семейного радушия, которая неизменно присутствовала в лаборатории в последние годы жизни Леонида Владимировича Дмитриева, светлой памяти которого и посвящается эта работа.
Благодарю Павла Юрьевича Плечова, по инициативе и под руководством которого начиналась работа по исследованию Ключевского вулкана, а также выражаю уважение и признательность всем преподавателям кафедры петрологии геологического факультета МГУ во главе с ее заведующим Леонидом Львовичем Перчуком.
Благодарен Вере Викторовне Пономаревой, с которой началось мое полевое изучение Камчатского вулканического края и Сергею Александровичу Хубуная за замечательные совместные поля и неизменно теплое общение. Выражаю признательность за общение (иногда даже с обсуждением материала исследования) и другим камчатским коллегам, увлеченно изучавшим и изучающих этот регион, в том числе Г.П. Авдейко, А.Б. Белоусову, О.В. Дирксену, В.А.Ермакову, И.В. Мелекесцеву, М.М. Певзнер, Д.П. Савельеву, Л.Д. Сулержицкому, А.Ю. Озерову, С.А. Федотову, О.А. Хлебородовой, Т.Г. Чуриковой и многим другим. Благодарен самой Камчатке, за ее природу и красоту.
Благодарю Сергея Геннадьевича Симакина за проведенные аналитические работы на ионном зонде.
Чрезвычайно признателен тем, кто поддерживал финансово проведение этой работы на различных ее этапах, прежде всего, благодарю Российский Фонд Фундаментальных Исследований в лице его экспертов, через которых проходили наши проекты и тех, кто принимал решение об их поддержке, благодарю Кая Хёрнле за первое предложение и поддержку работы в Германии.
Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Миронов, Никита Леонардович, Москва
1. Альмеев РР, Арискин АА (1996) ЭВМ-моделирование расплавно-минеральных равновесий в водосодержащей базальтовой системе. Геохимия 7:624-636
2. Альмеев РР (2005) Геохимия магматизма вулкана Безымянный: признаки мантийного источника и условия фракционирования исходной магмы -диссертация на соиск. уч. степ. кгмн. ГЕОХИ РАН, Москва.
3. Арискин АА, Бармина ГС, Френкель МЯ (1986) ЭВМ-моделирование кристаллизации базальтовых расплавов в условиях заданной фугитивности кислорода. Геохимия 11:1614-1627
4. Арискин АА, Бармина ГС, Озеров АЮ, Нилбсен PJI (1995) Генезис высокоглиноземистых базальтов Ключевского вулкана. Петрология 3(5):496-521
5. Арискин АА, Николаев ГС (1995) Распределение Fe3+ и Fe2+ между хромшпинелидом и базальтовым расплавом в зависимости от состава, температуры и летучести кислорода. Геохимия 8:1131-1139
6. Арискин АА, Бармина ГС (2000) Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм, vol. Наука, МАИК "Наука/Интерпериодика", Москва, р 363
7. Балеста СТ (1981) Земная кора и магматические очаги областей современного вулканизма, vol. Наука, Москва, р 134
8. Большое трещинное Толбачинское извержение (1975-1976 гг., Камчатка) (The 1975-1976 Large Tolbachik Fissure Eruption in Kamchatka) (1984) Наука, Москва, p 637
9. Борисов АА, Шапкин АИ (1989) Новое эмпирическое уравнение зависимости отношения Fe3+/Fe2+ в природных расплавах от их состава, летучести кислорода и температуры. Геохимия (6):892-897
10. Виноградов ВИ, Кирсанов ИТ, Кирсанова ТП, Серафимова ЕК (1971) Изотопный состав серы в вулканах Ключевской группы и Шивелуч. In: Вулканизм и глубины Земли, vol. Наука, Москва, рр 379-386
11. Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги, (1978) Наука, Москва, р 224
12. Влодавец ВИ (1940) Ключевская группа вулканов. In: Труды Камчатской вулканологической станции, vol вып. 1. АН СССР, Москва, р 124
13. Волынец ОН, Бабанский АД, Гольцман ЮВ (2000) Изотопные и геохимические вариации в лавах вулканов Северной группы (Камчатка) в связи с особенностями процесса субдукции. Геохимия 10:1067-1083
14. Вукалович МП, Алтунин ВВ (1965) Теплофизические свойства двуокиси углерода, vol. Атомиздат, Москва
15. Горельчик ВИ, Сторчеус АВ (2001) Глубокие длиннопериодные землетрясения под Ключевским вулканом. Камчатка. In: Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы, vol., Петропавловск-Камчатский, рр 173-189
16. Граменицкий ЕН, Котельников АР, Батанова AM, Щекина ТИ, Плечов ПЮ (2000) Экспериментальная и техническая петрология, vol. Научный мир, Москва
17. Гуренко АА, Поляков АИ, Кононкова НН (1987) Ликвационные выделения сульфидов в минералах ранних стадий кристаллизации базальтоидных серий. Доклады АН СССР 293(2):439-443
18. Данюшевский JIB, Соболев АВ, Кононкова НН (1991) Возможности методов изучения магматических включений в минералах при исследовании водосодержащих примитивных мантийных расплавов (на примере бонинитов Тонга). Геохимия (12):1711-1723
19. Действующие вулканы Камчатки (Active volcanoes of Kamchatka) (1991). Наука, Москва, р 302 (т.301) 415 (т.302)
20. Дмитриев JIB, Соболев АВ, Рейснер МГ, Мелсон ВД (1990) Петрохимические группы закалочных стекол ТОР (толеиты океанических рифтов) и их распределение в Атлантическом и Тихом океанах. In: Магматизм и тектоника океана. Наука, Москва, рр 43-108
21. Ермаков ВА (1977) Формационное расчленение четвертичных вулканических пород. Недра, Москва, р 223
22. Ермаков ВА (1987) Особенности развития вулканизма в тектонической структуре Курило-Камчатской островной дуги в новейшее (плиоцен-четвертичное) время. In: Очерки по тектоническому развитию Камчатки. Наука, Москва, рр 165-218
23. Кадик АА, Луканин OA, Лапин ИВ (1990) Физико-химические условия эволюции базальтовых магм в приповерхностных очагах, vol. "Наука", М:, р 346
24. Кирсанов ИТ (1968) Извержение Ключевского вулкана в 1966 г. с прорывом побочных кратеров им. Пийпа. Бюлл. вулканол. станций (44): 11-29
25. Леонова ЛЛ, Кирсанов ИТ (1974) Геохимия базальтов Ключевского вулкана (Камчатка). Геохимия (6):875-881
26. Меняйлов ИА (1971) Фтор в вулканическом процессе. In: Вулканизм и глубины Земли. Наука, Москва, рр 329-332
27. Миронов НЛ, Портнягин MB, Плечов ПК). Хубуная СА (2001) Заключительные этапы эволюции магм Ключевского вулкана (Камчатка) по данным изучения расплавных включений в минералах высокоглиноземистых базальтов. Петрология 9(1):51-69
28. Набоко СИ (1947) Продукты извержения Ключевского вулкана в 1937-38 гг. Труды лаборатории вулканологии (4): 132-134
29. Наумов ВБ (1979) Определение концентрации и давления летучих компонентов в магматических расплавах по включениям в минералах. Геохимия (7):997-1007
30. Наумов ВБ, Коваленко ВИ, Иваницкий ОМ (1995) Концентрация Н20 и С02 в магматических расплавах по данным изучения включений в минералах. Геохимия (12):1745-1759
31. Никогосян ИК, Соболев АВ (1994) Ликвационные явления в магмах острова Гавайи (Тихий океан) и острова Реюньон (Индийский океан). Доклады РАН 338(№2):214-218
32. Озеров АЮ (1993) Динамика извержений и петрохимические особенности глиноземистых базальтов Ключевского вулкана диссерт. на соиск. уч. ст. кгмн. Ин-т литосферы РАН, Москва, р 229
33. Озеров АЮ, Арискин АА, Бармина ГС (1996) К проблеме генетических взаимоотношений высокоглиноземистых и высокомагнезиальных базальтов Ключевского вулкана (Камчатка). Доклады Академии Наук 350(1):104-107
34. Озеров АЮ, Карпов ГА, Дрознин ВА, Двигало ВН, Демянчук ЮВ, Иванов ВВ, Белоусов АВ, Фирстов ПП, Гаврилов ВА, Ящук ВВ, Округина АИ (1996) Извержение Ключевского вулкана, Камчатка 7 сентября 2 октября 1994 года. Вулканология и сейсмология (5):3-16
35. Озеров АЮ, Арискин АА, Кайл Ф, Богоявленская ГЕ, Карпенко СФ (1997) Петролого-геохнмическая модель генетического родства базальтового и андезитового магматизма вулканов Ключевской и Безымянный, Камчатка. Петрология 5(6):614-635
36. Пийп БИ (1956) Ключевская сопка и ее извержения в 1944-1945 гг. и в прошлом, вып. 11. АН СССР, Москва, р 311
37. Пийп БИ (1958) Особенности извержений Ключевской Сопки. Тр. Лаб. вулканологии (13):99-119
38. Плечов ПЮ, Миронов НЛ, Плечова АА, Хубуная СА (2000) Особенности химического состава и образования расплавных включений в плагиоклазах потока Апахончич, влк. Ключевской, Камчатка. Геохимия (1):39-47
39. Плечова АА, Портнягин MB, Миронов НЛ, Базанова ЛИ, Пономарева ВВ (2008) Поведение серы в магмах Восточно-Камчатского вулканического фронта по данным изучения расплавных включений в оливинах. Вестник Отделения наук о Земле РАН 26(1)
40. Портнягин MB (1997) Происхождение мантийных магм над зонами субдукции на примере офиолитового комплекса Тродос, о.Кипр. ГЕОХИ РАН, Москва, 320 с.
41. Портнягин MB, Симакин СА, Соболев АВ (2002) Фтор в примитивных магмах офиолитового комплекса Троодос (о. Кипр): методика определения и основные результаты. Геохимия (7):с. 691-699
42. Портнягин MB, Плечов ПЮ, Матвеев СВ, Осипенко АБ, Миронов НЛ (2005) Петрология «авачитов» высокомагнезиальных базальтов Авачинского вулкана (Камчатка): I. Общая характеристика, состав пород и минералов. Петрология 13(2):115-138
43. Портнягин MB, Миронов НЛ, Матвеев СА, П.Ю. П (2005) Петрология «авачитов» высокомагнезиальных базальтов Авачинского вулкана (Камчатка): И. Расплавные включения в оливине. Петрология 13(4):358-388
44. Рёддер Э (1987) Флюидные включения в минералах, vol. Мир, Москва, рр т.1 560 стр, т562. - 632
45. Рожков AM, Таран ЮА, Серафимова ЕК, др. и (1990) Химический и изотопный состав магматических газов Ключевского вулкана (извержение 1988 г.). Вулканология и сейсмология (5)
46. Селиверстов НИ (2001) Глубинная гидратация океанской литосферы и геодинамика северного участка Курило-Камчатской островной дуги. In: Карпов ГА (ed) Петрология и металлогения базит-гипербазитовых комплексов Камчатки, vol. Научный Мир, Москва, рр 246-266
47. Сирин АН, Тимербаева КМ (1971) О двух типах базальтов и составе исходной магмы вулканов Ключевской группы на Камчатке. In: Вулканизм и глубины Земли. Наука, Москва, рр 147-150
48. Соболев АВ, Слуцкий АБ (1984) Состав и условия кристаллизации исходного расплава сибирских меймечитов в связи с общей проблемой ультраосновных магм. Геология и геофизика СО АН СССР (№12):97-110
49. Соболев АВ (1996) Включения расплавов в минералах как источник принципиальной петрологической информации. Петрология 4(3):228-239
50. Соболев АВ (1997) Проблемы образования и эволюции мантийных магм. Диссертация на соиск. степ, д.г.-м.н., Москва, 276 с.
51. Федотов СА, Жаринов НА, Горельчик ВИ (1988) Деформации и землетрясения Ключевского вулкана, модель его деятельности. Вулканология и сейсмология (2):3-42
52. Хренов АП, Антипин ВС, Чувашова JIA, Смирнова ЕВ (1989) Петрохимические и геохимические особенности базальтов Ключевского вулкана. Вулканология и сейсмология (3):3-15
53. Хренов АП, Двигало ВН, Кирсанов ИТ, Федотов С А, Горельчик ВИ, Жаринов НА (1991) Ключевской вулкан. In: Действующие вулканы Камчатки (Active volcanoes of Kamchatka), vol 1. Наука, Москва, pp 106-145
54. Хренов АП, Маханова ТМ, Богатиков OA, Платэ АН (2002) Результаты аэрокосмических исследований вулканов Камчатки (Ключевская группа вулканов). Вулканология и сейсмология (2):3-20
55. Хубуная СА, Богоявленский СО, Новгородцева ТЮ, Округина АИ (1993) Минералогические особенности магнезиальных базальтов как отражение фракционирования в магматической камере Ключевского вулкана. Вулканология и сейсмология (3):46-68
56. Хубуная СА, Соболев АВ (1998) Первичные расплавы известково-щелочных магнезиальных базальтов Ключевского вулкана (Камчатка). Доклады Академии Наук 360(1):100-102
57. Хубуная СА, Гонтовая ЛИ, Соболев АВ, Низкоус ИВ (2007) Магматические очаги под Ключевской группой вулканов (Камчатка). Вулканология и сейсмология (2):32-54
58. Шмулович КИ, Шмонов ВМ (1978) Таблицы термодинамических св-в газов и жидкостей. Двуокись углерода, вып.З. Изд-во стандартов, Москва
59. Almeev RR, Holtz F, Koepke J, Parat F, Botcharnikov RE (2007) The effect of H20 on olivine crystallization in MORB: Experimental calibration at 200 MPa. American Mineralogist 92(4):670-674
60. Anderson AT (1974) Evidence for picritic, volatile-rich magma beneath Mt.Shasta, California. Journal of Petrology 15:243-267
61. Arai S (1994) Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: Review and interpretation. Chemical Geology 113:191-204
62. Arai S (1994) Compositional variation of olivine-chromian spinel in Mg-rich magmas as a guide to their residual spinel peridotites. Journal of Volcanology and Geothermal Research 59(4):279-293
63. Arculus RJ (2003) Use and abuse of the terms calcalkaline and calcalkalic. Journal of Petrology 44(5):929-935
64. Ariskin AA, Frenkel MY, Barmina GS, Nielsen RL (1993) COMAGMAT: a Fortran program to model magma differentiation processes. Computers and Geosciences 19:1155-1170
65. Ariskin AA (1999) Phase equilibria modeling in igneous petrology: use of COMAGMAT model for simulating fractionation of ferro-basaltic magmas and the genesis of high-alumina basalt. Journal of Volcanology and Geothermal Research 90:115-162
66. Ariskin AA, Barmina GS (1999) An empirical model for the calculation of spinel-melt equilibria in mafic igneous systems at atmospheric pressure: 2.Fe-Ti oxides. Contributions to Mineralogy and Petrology 134:251-263
67. Audetat A, Gunther D (1999) Mobility and H20 loss from fluid inclusions in natural quartz crystals. Contributions to Mineralogy and Petrology 137(1-2):1-14
68. Baker DR (2008) The fidelity of melt inclusions as records of melt composition. Contributions to Mineralogy and Petrology 156(3):377-395
69. Baker MB, Grove TL, Price R (1994) Primitive Basalts and Andesites from the Mt Shasta Region, N California Products of Varying Melt Fraction and Water-Content. Contributions to Mineralogy and Petrology 118(2): 111-129
70. Ballhaus C, Berry RF, Green DH (1991) High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer: implications for the oxidation state of the upper mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology 107:27-40
71. Batanova VG, Suhr G, Sobolev AV (1998) Origin of geochemical heterogenety in the mantle peridotites from the Bay of Islands ophiolite, Newfoundland, Canada: Ion probe study of clinopyroxenes. Geochimica et Cosmochimica Acta 62(5):853-866
72. Blatter DL, Carmichael ISE (1998) Plagioclase-free andesites from Zitacuaro (Michoacan), Mexico: petrology and experimental constraints. Contrib Mineral Petrol 132:121-138
73. Bouvier AS, Metrich N, Deloule E (2008) Slab-derived fluids in the magma sources of St. Vincent (Lesser Antilles arc): Volatile and light element imprints. Journal of Petrology 49(8):1427-1448
74. Braitseva OA, Melekestsev IV, Ponomareva VV, Sulerzhitsky LD (1995) Ages of calderas, large explosive craters and active volcanoes in the Kuril-Kamchatka region, Russia. Bulletin of Volcanology 57(6):383-402
75. Canil D (1997) Vanadium partitioning and the oxidation state Archaean komatiite magmas. Nature 389:842-845
76. Churikova T, Dorendorf F, Worner G (2001) Sources and fluids in the mantle wedge below Kamchatka, evidence from across-arc geochemical variation. Journal of Petrology 42(8): 1567-1593
77. Crawford AJ, Falloon TJ, Eggins S (1987) The origin of island arc high-alumina basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology 97:417-430
78. Danyushevsky LV, Sobolev AV (1996) Ferric-ferrous ratio and oxygen fugacity calculations for primitive mantle-derived melts: Calibration of an empirical technique. Mineralogy and Petrology 57(3-4):229-241
79. Danyushevsky LV, Sobolev AV, Dmitriev LV (1996) Estimation of the pressure of crystallization and H2O content of MORB and BABB glasses: calibration of an empirical technique. Mineralogy and Petrology 57:185-204
80. Danyushevsky LV, Della-Pasqua FN, Sokolov S (2000) Re-equilibration of melt inclusions trapped by magnesian olivine phenocrysts from subduction-related magmas: petrological implications. Contributions to Mineralogy and Petrology 138:68-83
81. Danyushevsky LV (2001) The effect of small amounts of H20 crystallisation of mid-ocean ridge and backarc basin magmas. Journal of Volcanology and Geothermal Research 110(3-4):265-280
82. Danyushevsky LV, McNeill AW, Sobolev AV (2002) Experimental and penological studies of melt inclusions in phenocrysts from mantle-derived magmas: an overview of techniques, advantages and complications. Chemical Geology 183:5-24
83. Danyushevsky LV, Leslie RAJ, Crawford AJ, Durance P (2004) Melt inclusions in primitive olivine phenocrysts: The role of localized reaction processes in the origin of anomalous compositions. Journal of Petrology 45(12):2531-2553
84. Della-Pasqua FN, Vame R (1997) Primitive ankaramitic magmas in volcanic arcs: A melt -inclusion approach. Canadian Mineralogist 35(2):291-312
85. Dixon EJ, E.M S, Holloway JR (1995) An experimental study of water and carbon dioxide solubilities in mid-ocean ridge basaltic liquids. Part 1: Calibration and solubility models. Journal of Petrology 36(6): 1607-1631
86. Donaldson CH (1975) Calculated diffusion coefficients and the growth rate of olivine in a basalt magma. Lithos 8:163-174
87. Dorendorf F, Wiechert U, Worner G (2000) Hydrated sub-arc mantle: a source for the Kluchevskoy volcano, Kamchatka/Russia. Earth and Planetary Science Letters 175:69-86
88. Dosseto A, Bourdon B, Joron JL, Dupre В (2003) U-Th-Pa-Ra study of the Kamchatka arc: New constraints on the genesis of are lavas. Geochimica Et Cosmochimica Acta 67(15):2857-2877
89. Eiler JM, Schiano P, Kitchen N, Stolper EM (2000) Oxygen-isotope evidence for recycled crust in the sources of mid-ocean-ridge basalts. Nature 403:530-534
90. Falloon TJ, Green DH (1987) Anhydrous Partial Melting of Morb Pyrolite and Other Peridotite Compositions at lOkbar Implications for the Origin of Primitive Morb Glasses. Mineralogy and Petrology 37(3-4):181-219
91. Fedotov SA, Zharinov NA (2007) On the Eruptions, Deformation, and Seismicity of Klyuchevskoy Volcano, Kamchatka in 1986-2005 and the Mechanisms of Its Activity. Journal of Volcanology and Seismology 1(2):71-97
92. Feig ST, Koepke J, Snow JE (2006) Effect of water on tholeiitic basalt phase equilibria: an experimental study under oxidizing conditions. Contributions to Mineralogy and Petrology 152(5):611-638
93. Ford CE, Russel DG, Graven JA, Fisk MR (1983) Olivine-liquid equilibria: temperature, pressure and composition dependence of the crystal/liquid cation partition coefficients for Mg, Fe2+, Ca and Mn. Journal of Petrology 24:256-265
94. Gaetani GA, Grove TL (1998) The influence of water on melting of mantle peridotite. Contributions to Mineralogy and Petrology 131(4):323-346
95. Gaetani GA, Kent AJR, Grove TL, Hutcheon ID, Stolper EM (2003) Mineral/melt partitioning of trace elements during hydrous peridotite partial melting. Contributions to Mineralogy and Petrology 145(4):391-405
96. GEOROC (2007) Geochemistry of rocks of the Oceans and Continents. In, vol. MPI for Chemie, Mainz, Germany, URL: http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/
97. Gill JB (1981) Orogenic andesites and plate tectonics, vol. Springer-Verlag, Berlin-Heidelberg, p 390
98. Gioncada A, Clocciatti R, Sbrana A, Bottazzi P, Massare D, Ottolini L (1998) A study of melt inclusions at Vulcano (Aeolian Islands, Italy): insigths on the primitive magmas and on the volcanic feeding system. Bulletin of Volcanology 60:286-306
99. Gorbatov A, Kostoglodov V, Suarez G, Gordeev E (1997) Seismicity and structure of the Kamchatka subduction zone. Journal of Geophysical Research 102(B8): 17833-17898
100. Green DH, Schmidt MW, Hibberson WO (2004) Island-arc ankaramites: Primitive melts from fluxed refractory lherzolitic mantle. Journal of Petrology 45(2):391-403
101. Gust DA, Perfit MR (1987) Phase relations of a high-Mg basalt from the Aleutian island arc: implications for primary island arc basalts and high-Al basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology 97:7-18
102. Heath E, MacDonald R, Belkin H, Hawkesworth C, Sigurdsson H (1998) Magmagenesis at Soufriere Volcano, St Vincent, Lesser Antilles arc. Journal of Petrology 39(10):1721-1764
103. Hellebrand E. Snow JE, Dick II.TB, Hofmann AW (2001) Coupled major and trace elements as indicators of the extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites. Nature 410(6829):677-681
104. Hesse M, Grove TL (2003) Absarokites from the western Mexican Volcanic Belt: constraints on mantle wedge conditions. Contributions to Mineralogy and Petrology 146(l):10-27
105. Hirose K, Kushiro I (1993) Partial melting of dry peridotites at high pressures: Determination of compositions of melts segregated from peridotite using aggregates of diamond. Earth and Planetary Science Letters 114(4):477-489
106. Hirose K, Kawamoto T (1995) Hydrous Partial Melting of Iherzolite at 1 Gpa the Effect of H2o on the Genesis of Basaltic Magmas. Earth and Planetary Science Letters 133(3-4):463-473
107. Hirose К (1997) Melting experiments on Iherzolite KLB-1 under hydrous conditions and generation of high-magnesian andesitic melts. Geology 25(l):42-44
108. Hochstaedter AG, Kepezhinskas P, Defant M, Drummond M, Koloskov A (1996) Insights into the volcanic arc mantle wedge from magnesian lavas from the Kamchatka arc. Journal of Geophysical Research-Solid Earth 101(B1):697-712
109. Hofmann AW (1997) Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. Nature 385:219-229 >
110. Housh ТВ, Luhr JF (1991) Plagioclase-melt equilibria in hydrous system. .American Mineralogist 76:477-492
111. Jarosewich EJ, Nelen JA, Norberg JA (1980) Reference samples for electron microprobe analysis. Geostandards Newsletter 4:43-47
112. Kamenetsky VS, Crawford AJ, Meffre S (2001) Factors controlling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks. J. of Petrology 42(4):655-671
113. Kamenetsky VS, Davidson P, Mernagh TP, Crawford AJ, Gemmell JB, Portnyagin MV, Shinjo R (2002) Fluid bubbles in melt inclusions and pillow-rim glasses: high-temperature precursors to hydrothermal fluids? Chemical Geology 183(l-4):349-364
114. Katz RF, Spiegelman M, Langmuir CH (2003) A new parameterization of hydrous mantle melting. Geochemistry Geophysics Geosystems 4
115. Kawamoto T (1996) Experimental constraints on differentiation and H20 abundance of calc-alkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters 144(3-4):577-589
116. Kelemen PB, Hangoj K, Greene AR (2003) One view of the geochemistry of subduction-related magmatic arcs, with and emphasis on primitive andesite and lower crust. In: Treatise on Geochemistry, vol.3, vol 3. Elsevier, pp 593-659
117. Kersting AB, Arculus RJ (1994) Klyuchevskoy volcano, Kamchatka, Russia: the role of high-flux recharged, tapped, and fractionated magma chamber(s) in the genesis of high-АЬОзйот high-MgO basalt. Journal of Petrology 35:1-41
118. Kersting AB, Arculus RJ (1995) Pb isotope composition of Klyuchevskoy volcano, Kamchatka and North Pacific sediments: Implications fr magma genesis and crustal recycling in the Kamchatkan arc. Earth and Planetary Science Letters 136:133-148
119. Koepke J, Feig ST, Snow J, Freise M (2004) Pedogenesis of oceanic plagiogranites by partial melting of gabbros: an experimental study. Contributions to Mineralogy and Petrology 146(4):414-432
120. Koepke J, Berndt J, Feig ST, Holtz F (2007) The formation of Si02-rich melts within the deep oceanic crust by hydrous partial melting of gabbros. Contributions to Mineralogy and Petrology 153(l):67-84
121. Kogiso T, Hirschmann MM (2001) Experimental study of clinopyroxenite partial melting and the origin of ultra-calcic melt inclusions. Contributions to Mineralogy and Petrology 142(3):347-360
122. Kress VC, Ghiorso MS (1995) Multicomponent diffusion in basaltic melts. Geochimica et Cosmochimica Acta 59(2):313-324
123. Kuno H (1960) High alumina basalt. J. of Petrology 1:121-145
124. Le Bas M.T, Le Maitre RW, Streckeisen A, Zanettin В (1986) A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology 27:745750
125. Lees JM, Symons N, Chubarova O, Gorelchik V, Ozerov A (2007) Tomographic images of Klyuchevskoy volcano p-wave velocity. In: Volcanism and subduction: the Kamchatka region, vol. AGU, pp 293-302
126. Levin V, Shapiro N, Park J, Ritzwoller M (2002) Seismic evidence for catastrophic slab loss beneath Kamchatka. Nature 418(6899):763~767
127. Loucks RR (1996) A precise olivine-augite Mg-Fe-exchange geothermometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 125:140-150
128. Massare D, Metrich N, Clocchiatti R (2002) High-temperature experiments on silicate melt inclusions in olivine at 1 atm: inference on temperatures of homogenization and H20 concentrations. Chemical Geology 183:87-98
129. Maurel C, Maurel P (1982) Experimental investigation of the crystallization of chromian spinel in basic silicatemelts, in the presence of olivine and clinopyroxene. Comptes Rendus de l'Academie des Sciences (Paris) 295(serie II):489-491
130. McCulloch MT, Gamble JA (1991) Geochemical and Geodynamical Constraints on Subduction Zone Magmatism. Earth and Planetary Science Letters 102(3-4):358-374
131. McDonough WF, Sun S-S (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120:223-253
132. Medard E, Schmidt MW, Schiano P, Ottolini L (2006) Melting of amphibole-bearing wehrlites: An experimental study on the origin of ultra-calcic nepheline-normative melts. Journal of Petrology 47(3):481-504
133. Metrich N, Schiano P, Clocchiatti R, Marty RC (1999) Transfer of sulfur in subduction settings: an example from Batan Island (Luzon volcanic arc, Philippines). Earth and Planetary Science Letters 167:1-14
134. Minster JB, Jordan TH (1978) Present day plate motions. J. Geophys. Res. (83):5331-5354
135. Miyashiro A (1974) Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. American Journal of Science 274:321-355
136. Moore G, Carmichael ISE (1998) The hydrous phase equilibria (to 3 kbar) of an andesite and basaltic andesite from western Mexico: constraints on water content and conditions of phenocryst growth. Contrib Mineral Petrol 130:304-319
137. Mysen BO, Boettcher AL (1975) Melting of a hydrous mantle, I. Phase relations of natural peridotite at high pressures and temperatures with controlled activities of water, carbon dioxide and hydrogen. Journal of Petrology 16:520-548
138. Newman S, Lowenstern JB (2002) VOLATILECALC: a silicate melt-H20-C02 solution model written in Visual Basic for excel. Computers & Geosciences 28(5):597-604
139. Nimis P (1995) A clinopyroxene geobarometer for basaltic systems on crystal-structure modelling. Contributions to Mineralogy and Petrology 121:115-125
140. Nimis P, Ulmer P (1998) Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Part 1: An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 133:122-135
141. Nimis P (1999) Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Part 2. Structural geobarometers for basic to acid, tholeiitic and mildly alkaline magmatic systems. Contributions to Mineralogy and Petrology 135:62-74
142. Nye CJ, Reid MR (1986) Geochemistry of primary and least fractionated lavas from Okmok volcano, central Aleutians: implications for arc magma genesis. Journal of Geophysical Research 91:271-287
143. Olafsson (1980). from INFOREX database. In, vol Master degree.
144. O'Neill HSC, Mavrogenes .ТА (2002) The sulfide capacity and the sulfur content at sulfide saturation of silicate melts at 1400 degrees С and 1 bar. Journal of Petrology 43(6):1049-1087
145. Ozerov AY (2000) The evolution of high-alumina basalts of the Klyuchevskoy volcano, Kamchatka, Russia, based on microprobe analyses of mineral inclusions. Journal of Volcanology and Geothermal Research 95:65-79
146. Parman SW, Grove TL (2004) Harzburgite melting with and without H20: Experimental data and predictive modeling. Journal of Geophysical Research-Solid Earth 109(B2)
147. Peacock MA (1931) Classification of igneous rock series. Journal of Geology 39:54-67
148. PETDB (2008) Petrological database of the ocean floor. URL: http://www.petdb.org
149. Pineau F, Semet MP, Grassineau N, Okrugin VM, Javoy M (1999) The genesis of the stable isotope (0,H) record in arc magmas: the Kamchatka's case. Chemical Geology 135:93-124
150. Plank T, Langmuir CH (1988) An Evaluation of the Global Variations in the Major Element Chemistry of Arc Basalts. Earth and Planetary Science Letters 90(4):349-370
151. Pletchov PY, Gerya TV (1998) Effect of H20 on plagioclase-melt equilibrium. Experiment in GeoSciences 7(2):7-9
152. Portnyagin M, Hoernle К, Avdeiko G, Hauff F, Werner W, Bindeman I, Uspensky V, Garbe-Sehonberg D (2005) Transition from arc to oceanic magmatism at the Kamchatka-Aleutian junction. Geology 33(l):25-28
153. Portnyagin M, Mironov NL (2005) Dramatic loss of H20 from melt inclusions in olivine after eruption. Workshop "Inclusions in minerals and processes in the Earth's mantle": Ringberg Castle (Bavarian Alps), Germany, 9-13 May 2005, MPI.
154. Portnyagin M, Bindeman I, Hoernle K, Hauff F (2007) Geochemistry of primitive lavas of the Central Kamchatka Depression: magmas generation at the edge of the Pacific plate. In: Volcanism and subduction: the Kamchatka region vol., pp 199-239
155. Portnyagin M, Almeev R, Matveev S, Holtz F (2008) Experimental evidence for rapid water exchange between melt inclusions in olivine and host magma. Earth and Planetary Science Letters 272(3-4):541-552
156. Portnyagin M, Manea VC (2008) Mantle temperature control on composition of arc magmas along the Central Kamchatka Depression. Geology 36(7):519-522
157. Portnyagin M, Mironov N, Ponomareva V, Hoernle К (2008) Millennial Variations of Magma and Volatile Fluxes Inferred From Time-Series Study of Klyuchevskoy Volcano, Kamchatka. In: AGU Fall Meeting, vol. AGU, San-Fransisco
158. Putirka K, Johnson M, Kinzler R, Longhi J, Walker D (1996) Thermobarometry of mafic igneous rocks based on clinopyroxene-liquid equilibria, 0-30 kbar. Contributions to Mineralogy and Petrology (123):92-108
159. Qin Z, Lu F, Anderson J, A.T. (1992) Diffusive reequilibration of melt and fluid inclusions. American Mineralogist 77:565-576
160. Reubi O, Blundy J (2008) Assimilation of Plutonic Roots, Formation of High-K Exotic Melt Inclusions and Genesis of Andesitic Magmas at Volcn De Colima, Mexico. Journal of Petrology 49(12):2221-2243
161. Roedder E (1965) Liquid C02 inclusions in olivine-bearing nodules and phenocrysts from basalts. American Mineralogist 50:1746-1782
162. Roedder E (1984) Fluid inclusions, vol 12. Miner.Soc.Amer., Michigan: Book Crafters Inc., p 644
163. Rowe MC, Kent AJR, Nielsen RL (2009) Subduction Influence on Oxygen Fugacity and Trace and Volatile Elements in Basalts Across the Cascade Volcanic Arc. Journal of Petrology 50(1):61-91
164. Sack RO, Carmichael ISE, Rivers ML, Ghiorso MS (1980) Ferric-ferrous equilibria in natural silicate liquids at 1 bar. Contributions to Mineralogy and Petrology 75:369-376
165. Sadofsky SJ, Portnyagin M, Hoernle K, van den Bogaard P (2008) Subduction cycling of volatiles and trace elements through the Central American volcanic arc: evidence from melt inclusions. Contributions to Mineralogy and Petrology 155(4):433-456
166. Salters VJM, Stracke A (2004) Composition of the depleted mantle. Geochemistry Geophysics Geosystems 5
167. Schmidt MW, Green DH, Hibberson WO (2004) Ultra-calcic magmas generated from Ca-depleted mantle: An experimental study on the origin of ankaramites. Journal of Petrology 45(3):531-554
168. Shimizu N, Hart SR (1982) Applications of the ion microprobe to geochemistry and cosmochemistry. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 10:483-526
169. Sisson TW, Grove TL (1993) Experimental investigations of the role of H20 in calc-alkaline differentiation and subduction zone magmatism. Contributions to Mineralogy and Petrology 113(2):143-166
170. Sisson TW, Grove TL (1993) Temperatures and H2O contents of low-MgO high-alumina basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology 113(2):167-184
171. Sisson TW, Bronto S (1998) Evidence for pressure-release melting beneath magmatic arcs from basalt at Galunggung, Indonesia. Nature 391(6670):883-886
172. Smirnov VK, Sobolev AV, Batanova VG, Portnyagin MV, Simakin SG, Potapov GV (1995) Quantitative SIMS analysis of melt inclusions and host minerals for trace elements and H20. Eos Trans. AGU, Spring Meet Suppl 76(17):S270
173. Sobolev AV, Danyushevsky LV, Dmitriev LV, Suschevskaya NM (1989) High-alumina magnesian tholeiite as the primary basalt magma at Midocean ridge. Geochemistry International 26:128-133
174. Sobolev AV, Danyushevsky LV (1994) Petrology and Geochemistry of Boninites from the North Termination of the Tonga Trench: Constraints on the Generation Conditions of Primary High-Ca Boninite Magmas. Journal of Petrology 35(5):1183-1211
175. Sobolev AV, Chaussidon M (1996) H2O concentrations in primary melts from island arcs and mid-ocean ridges: Implications for H2O storage and recycling in the mantle. Earth and Planetary Science Letters 137:45-55
176. Sobolev AV, Hofmann AW, Sobolev SV, Nikogosian IK (2005) An olivine-free mantle source of Hawaiian shield basalts. Nature 434(7033):590-597
177. Stern RJ (2002) Subduction zones. Reviews of Geophysics 40(4)
178. Sterner SM, Pitzer KS (1994) An equation of state for carbon dioxide valid from zero to extreme pressures. Contributions to Mineralogy and Petrology 117:362-374
179. Stolper E, Newman S (1994) The Role of Water in the Petrogenesis of Mariana Trough Magmas. Earth and Planetary Science Letters 121(3-4):293-325
180. Sugawara T (2003) Effect of water content on Ca partitioning between olivine and silicate liquid. Conferences abstarcts
181. Tera F, Morris JD, Leeman WP, Tsvetkov AA (1990) Further evidence from Be-B systematics for homogenity of the subducted component in arc magmatism: case of the Curile-Kamchatka arc. Geochron. Cosmochron. Isot. Geol 27(100)
182. Turner S, McDermott F, Hawkesworth C, Kepezhinskas P (1998) A U-series study of lavas from Kamchatka and the Aleutians: constraints on source composition and melting processes. Contributions to Mineralogy and Petrology 133:217-234
183. Turner S, Sims KWW, Reagan M, Cook С (2007) A Pb-210-Ra-226-Th-230-U-238 study of Klyuchevskoy and Bezymianny volcanoes, Kamchatka. Geochimica Et Cosmochimica Acta 71 (19):4771-4785
184. Vigouroux N, Wallace PJ, Kent AJR (2008) Volatiles in high-K magmas from the western Trans-Mexican volcanic belt: Evidence for fluid fluxing and extreme enrichment of the mantle wedge by subduction processes. Journal of Petrology 49(9):1589-1618
185. Wagner TP, Donnelly-Nolan JM, Grove TL (1995) Evidence of hydrous differentiation and crystal accumulation in the low-MgO, high -AI2O3 Lake Basalt from Medicine Lake volcano, California. Contributions to Mineralogy and Petrology 121:201-216
186. Wallace PJ (2005) Volatiles in subduction zone magmas: concentrations and fluxes based on melt inclusion and volcanic gas data. Journal of Volcanology and Geothermal Research 140(l-3):217-240
187. Watson BF, Fujitsa К (1985) Tectonic evolution of Kamchatka and the sea of Okhotsk and implications for the Pacific Basin. In: Howell DG (ed) Tectonostratigraphic Terranes, vol., pp 333-348
188. Workman RK, Hart SR (2005) Major and trace element composition of the depleted MORB mantle (DMM). Earth and Planetary Science Letters 231(l-2):53-72
189. Yoder HS, Tilley CE (1962) Origin of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock systems. J. of Petrology 3:342-352
190. Список работ по теме диссертации1. Статьи.
191. Portnyagin M., Mironov N., Ponomareva V., Hoernle K. 2008, Millennial Variations of Magma and Volatile Fluxes Inferred From Time-Series Study of Klyuchevskoy Volcano, Kamchatka: AGU Fall Meeting 2008 14-19 December 2008 (Talk).
192. Mironov N.L., Portnyagin M.V. (2008) Dynamics of magma ciystallization and transport at the Klyuchevskoy volcano (Kamchatka) revealed from melt inclusions study. IAVCEI 2008, General Assembly «Understanding volcanoes», 18-22 August, Reykjavik, Iceland.
193. Portnyagin M., Hoernle K., Plechov P., Mironov N. (2006) Effects of partial mantle melting and variable composition of slab components on the origin of across-arc geochemical zoning in Kamchatka arc, Geophysical Research Abstracts, 8, 04965.
194. Portnyagin, M., and Mironov, N.L., 2005, Dramatic loss of H20 from melt inclusions in olivine after eruption, Workshop "Inclusions in minerals and processes in the Earth's mantle": Ringberg Castle (Bavarian Alps), Germany, 9-13 May 2005, MPI.
195. Portnyagin, M., Hoernle, K., Avdeiko, G., Mironov, N. and Saveljev, D. The Role of Fluids and Volatiles in the Kamchatka Subduction System. KOMEX-II workshop, Vladivostok, 2004, 27-30 May, pp.37-38
196. Плечов П.Ю., Портнягин М.В., Трусов С.В., Миронов H.JI. "Эффекты, искажающие состав расплавных включений". Электронный научно-информационный журнал «Вестник Отделения наук о Земле РАН» №1(21), 2003
197. Portnyagin M.V., Pletchov P.Yu., Mironov N.L., Tetroeva S.A. (2001) Olivine hosted melt inclusions in Kamchatka lavas: Implications for the origin of high-Ca low-Si melt inclusions in island-arc setting. EUGXI, Strassbourg, France, 6-17 April 2001.
198. Миронов HJL, Портнягин M.B., Плечов П.Ю. (2001) Эволюция примитивных расплавов Ключевского вулкана по данным экспериментального изучения расплавных включений. XTV Российское совещание по экспериментальной минералогии. Черноголовка, 2-4 октября 2001.
199. Портнягин М.В., Миронов H.JI. (2001) Распределение элементов-примесей между дочерними фазами в расплавных включениях в оливине. XIV Российское совещание по экспериментальной минералогии. Черноголовка, 2-4 октября 2001
-
Миронов, Никита Леонардович
-
кандидата геолого-минералогических наук
-
Москва, 2009
-
ВАК 25.00.09
- Множественность источников островодужных магм и динамика их взаимодействия
- Происхождение и эволюция магм вулканического массива Шивелуч (Камчатка) по геологическим и петролого-геохимическим данным
- Динамика извержений и петрохимические особенности глиноземистых базальтов ключевского вулкана
- Петрология пород вулканов Горелый и Мутновский
- Геохимия магматизма вулкана Безымянный: признаки мантийного источника и условия фракционирования исходной магмы
