CC BY
9
УДК 552.323.4
В.О. Давыдова1, В.Д. Щербаков2, П.Ю. Плечов3
ОЦЕНКИ ВРЕМЕНИ СМЕШЕНИЯ МАГМ В СИСТЕМЕ ВУЛКАНА БЕЗЫМЯННЫЙ (КАМЧАТКА) ПО ДАННЫМ ДИФФУЗИОННОЙ ХРОНОМЕТРИИ4
Внедрение контрастной по составу магмы в магматический очаг часто служит триггером извержений островодужных вулканов. Использование метода диффузионной хронометрии позволило определить время поступления свежих порций магмы в приповерхностный очаг вулкана Безымянный для шести извержений в 2006—2012 гг. и сопоставить их с зафиксированными эпизодами активности вулкана. Выделено два типа извержений вулкана Безымянный, контрастная кайма ортопироксена в которых начинает формироваться в периоды: а) до 3 лет до начала извержения и б) до 2 месяцев до начала извержения. Показано, что эти различия обусловлены двумя различными механизмами подпитки приповерхностного очага вулкана Безымянный.
Ключевые слова: смешение магм, зональность минералов, пироксены, диффузия, диффузионная хронометрия, вулкан Безымянный.
Zoned crystals record changes in magma evolution, such as injection of mafic magma into a shallow magma chamber, which often triggered to eruption of arc volcanoes. We applied diffusion chronometry for reverse zoned crystals of orthopyroxene from 6 eruptions of Bezy-mianny volcano during 2006—2012 years and showed correlation between time of injection of new magma and recorded seismicity. We descripted two type of Bezymianny volcano eruptions, which driven by different trigger mechanisms: 1) orthopyroxene rims formed during up to 3 years previous to eruption; 2) orthopyroxene rims formed during 0—2 months previous to eruption.
Key words: magma mixing, crystal zoning, diffusion, pyroxene, diffusion chronometry, Bezymianny volcano.
Введение. Извержения островодужных вулканов часто предваряются поступлением в питающий извержения магматический очаг порций свежей, более горячей и/или флюидонасыщенной магмы [Eichelberger, 1980; Murphy et al., 2000]. Взаимодействие магм приводит к увеличению давления в очаге, интенсивному перемешиванию и последующей инициализации извержения. Время, проходящее с момента внедрения свежей магмы в магматический очаг до извержения, составляет в различных условиях от нескольких дней и недель [Sparks et al., 1977] до нескольких лет [Nakamura, 1995].
Формирование контрастной обратной зональности во вкрапленниках островодужных магм традиционно объясняется резким возрастанием температуры и/или содержания воды в расплаве, например [Gerlach, Grove, 1982; Плечов и др., 2008; Saunders et al., 2012]. В результате изменения этих параметров происходит частичное оплавление кристаллов и последующий рост каймы, обогащенной более высокотемпературным миналом.
Присутствие зональных кристаллов в расплаве при магматических температурных условиях приводит к диффузионному переуравновешиванию компонентов, ведущему к гомогенизации кристаллов. Скорость этого процесса зависит от значений коэффициента диффузии элементов в минерале, градиента содержания, физических размеров зерен. Время, необходимое для выравнивания химического состава различных зон кристаллов, варьирует от нескольких часов до миллиардов лет. Островодужные вулканиты содержат зональные кристаллы с частично переуравновешенными зонами контрастного состава, что позволяет оценить временной интервал от события, сформировавшего контрастную зональность, до извержения путем моделирования истории эволюции диффузионных профилей [Costa et al., 2003; Saunders et al., 2012].
Вулкан Безымянный расположен в центральной части Ключевской группы вулканов, это один из наиболее активных островодужных вулканов мира. На протяжении последних десятилетий для
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, ассистент; e-mail: vestadav@gmail.com
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, ст. науч. с., канд. геол.-минерал. н.; e-mail: vasiliy7@gmail.com
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, профессор, докт. геол.-минерал. н.; Минералогический музей имени А.Е. Ферсмана РАН, директор; e-mail: pplechov@gmail.com
4 Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ (проект № 16-35-60113) с использованием электронно-зондового микроанализатора «JEOL JXA-8230», приобретенного за счет средств Программы развития Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова.
вулкана характерны регулярные (1—2 раза в год, с редкими перерывами на 2—4 года) эксплозивные извержения [Girina et al., 2013; West, 2013]. Магматическая система влк Безымянный многоуровневая и содержит как минимум два коровых очага [Щербаков, Плечов, 2010; Shcherbakov et al., 2011; Turner et al., 2013; Давыдова и др., 2017]. Регулярная подпитка приповерхностного очага порциями более горячей и насыщенной летучими компонентами магмы — один из наиболее вероятных механизмов инициации извержений, она поддерживает относительно стабильную температуру в приповерхностном очаге (940—980 °C [Давыдова и др., 2017]), что способствует протеканию диффузионных процессов вплоть до начала извержения. Современные продукты извержений содержат многочисленные следы смешения магм — мафические и лейкократовые включения, ксенокристы из неравновесных парагенезисов, резкая обратная зональность (рис. 1), типичная для вкрапленников [Shcherbakov et al., 2011; Turner et al., 2013; Давыдова и др., 2017], что позволяет изучать различные аспекты взаимодействия магм в магматической системе.
Обратная зональность, маркирующая изменение условий в магматическом очаге, проявлена у всех породообразующих минералов эруптивных продуктов влк Безымянный (плагиоклаз, ортопи-роксен, клинопироксен). Поведение наиболее распространенного из них — плагиоклаза — подробно рассмотрено в работе [Shcherbakov et al., 2011], ниже приводятся результаты изучения кристаллов ортопироксена — второго по распространенности минерала в этих породах.
Материалы и методы исследования. Петрография. Пирокластические отложения рассматриваемых извержений сложены пористыми двупироксе-новыми андезибазальтами (55,8—56,7 масс.% SiO2,). Вкрапленники (около 30—45 об.%) представлены резко преобладающим плагиоклазом (An43-83), ортопироксеном (Mg#64-81), клинопироксеном (Mg#75-87), титаномагнетитом, редкими реликтами амфибола и оливина. Микролиты основной массы (плагиоклаз, орто- и клинопироксен, титаномаг-нетит, редкие кристаллы апатита) погружены в стекло риолитового состава [Давыдова и др., 2017].
Породы, близкие по химическому составу в пределах одного извержения, несколько отличаются от извержения к извержению характером зональности минералов-вкрапленников и структурой основной массы. Состав стекол основной массы формирует четкий тренд изменения содержания петрогенных элементов от извержения к извержению, однако он не зависит линейно от времени (рис. 2) или кристалличности основной массы, например, наиболее стекловатая основная масса отмечена у продуктов извержения в декабре 2009 г., тогда так продукты извержений 2006 и 2010 г., на этом тренде расположенные от него
с разных сторон, обладают примерно одинаковой кристалличностью.
Для вкрапленников плагиоклаза наиболее характерна сложная зональность, состоящая из последовательно сменяющихся зон: ядро с осцил-ляционной зональностью—зона резорбции—нор-мальная зональность—осцилляционная зональность [8ИсИегЬакоу е! а1., 2011].
Ортопироксен и клинопироксен в андезиба-зальтах современных извержений распространены как среди вкрапленников, так и в микролитах основной массы и формируют субидиоморфные кристаллы размером от 5 мкм до ~1 мм, встречающиеся в сростках с плагиоклазом и титано-магнетитом и в виде включений в плагиоклазе. Значительная часть кристаллов как орто-, так и клинопироксена гомогенная или обладает слабо выраженной нормальной зональностью, остальные можно разделить на группы, характеризующиеся следующими чертами: гомогенные вкрапленники с высокомагнезиальной каймой, часто обладающей слабо выраженной собственной сложной
-1-1_1_1_I
1 -0,5 0 0,5 1 1,5
Расстояние от центра профиля, мкм
Рис. 1. Фото вкрапленника ортопироксена с обратной зональностью. Образец BZ-10-4, фото в отраженных электронах вверху; белые линии — направления, по которым построен профиль (а), и с помощью программы ImageJ аппроксимированный в программе DataFit профиль (б) по линии а (на фото)
зональностью; магнезиальное ядро с нормальной зональностью, резко переходящее к магнезиальной кайме; ядра со слабой пятнистой зональностью, окруженные практически гомогенной каймой либо каймой со слабой нормальной зональностью. В краевых частях может наблюдаться резкое повышение магнезиальности — часто встречающиеся зерна ортопироксена (Mg#~0,66^0,72), обрастающие клинопироксеном (Mg#~0,78^0,85).
Таким образом, практически во всех типах кристаллов отмечается наличие кайм с повышенной относительно центральной части зерен магнезиальностью, что позволяет воспользоваться методом диффузионной хронометрии. Подобные кристаллы ортопироксена в продуктах различных извержений довольно близки по составу — магне-зиальность центральных частей варьирует в диапазоне Mg# 64-71, краевых — Mg# 70-76.
Для исследования диффузионных профилей в кристаллах ортопироксена были выбраны образцы шести извержений: 24.12.2006, 19.09.2008, 16.12.2009, 31.05.2010, 08.03.2012 и 01.09.2012. Все образцы представляют собой андезибазальты свежих извержений, отобранные из крупных юве-нильных блоков в период от нескольких месяцев до полугода после извержения. Образцы извержений 2009 и 2010 гг. предоставлены М.В. Меркуловой (Университет Гренобля), 01.09.2012 — О.А. Гири-ной (ИВиС ДВО РАН).
Метод диффузионной хронометрии основан на том, что при температурных условиях магматических очагов в кристаллах происходит самопроизвольное выравнивание концентрации химических элементов в различных зонах. Скорость диффузии разных компонентов неодинакова, что позволяет моделировать процессы, происходившие в широком временном диапазоне [Saunders et al., 2012].
Значимая для современных вулканических процессов скорость диффузии в ортопироксене характерна для пары Fe—Mg, диффузия Al и Ti медленнее на несколько порядков, и профили их содержания практически не испытывают диффузионного сглаживания [Cherniak, Dimanov, 2010]. Исходя из предположения, что в момент формирования контрастной каймы две зоны имели постоянный состав и резкую границу, форма сглаженного профиля зависит от времени согласно следующему уравнению [Crank, 1975]:
(С,-Со) (С: - Со)
= 0,5erfc ■ {—р=\ \2л/Ш/
где х — расстояние от центра профиля, м; Di — коэффициент диффузии, м2/с; t — время, с; С — Mg#=(Mg/(Mg+Fe2+).100), ат.%.
Это уравнение легко преобразуется в уравнение вида:
C = (0,5erfc
х
2<Ш
(C - Cq) + C0
где известны значения С1 и С0 (рис. 1), x — расстояние от центра профиля, Ci — значение магнезиальности в точке x. Проведение регрессионного анализа (нами использован программный комплекс DataFit) позволяет получить значение произведения Dit, где Di = D0exp(—Ea/RT) [Schwandt et а1., 1998]. Значения коэффициентов диффузии ^0) и энергии активации рассчитаны для кристаллов ортопироксена разного состава [Schwandt et a1., 1998]. Температура в магматическом очаге, необходимая для расчета коэффициента диффузии (Di = D0exp(—Ea/RT)), взята из работы [Давыдова и др., 2017].
Рис. 2. Диаграммы SiO2—CaO и SiO2—K2O для стекол основной массы
Для проведения детального профилирования кристаллов ортопироксена по содержанию Fe и Mg нами была использована прямая зависимость яркости ортопироксена на изображениях в отраженных электронах и его магнезиальности по методике, описанной в работе [Chamberlain et al., 2014]. Прямая зависимость яркости изображения в отраженных электронах от магнезиальности ортопироксена позволяет получать детальные профили содержания энстатитового минала на основе нескольких микрозондовых измерений состава в каждом изучаемом зерне. Для этого выбранные зерна сфотографированы при медленной скорости развертки растра и разрешении не менее 1280x960 пикселей на сканирующем электронном микроскопе и проанализированы в двух-трех точках.
На изображении кристалла в отраженных электронах в точках анализа была определена яркость по шкале интенсивности серого при помощи программы ImageJ [Abramoff et al., 2004]. Яркость изображения откалибрована относительно магнезиальности перед построением профиля непосредственно в программе ImageJ. В выбранных направлениях с внутренней стороны магнезиальной каймы построены профили, перпендикулярные границе контрастных зон. Для анизотропных кристаллов (к которым относится ортопироксен) диффузия по разным направлениям протекает с разной скоростью, и оценка ее скорости по произвольным разрезам может привести к значимому искажению результатов. Для минимизации неизбежной погрешности нами выбраны разрезы, близкие к плоскости [001] (перпендикулярные удлинению кристалла, с двумя видимыми направлениями спайности под углом около 87°), и для каждого зерна — по возможности — построены два профиля в перпендикулярных направлениях (параллельно осям a и b, рис. 1).
Для интерпретации выбраны кристаллы, в которых близко совпадали оценки времени диффузии, полученные на основе двух перпендикулярных направлений, из них отобраны наименьшее значение из двух полученных (отклонение от плоскости [001] может привести к «расползанию» профиля и завышению времени диффузии, но не наоборот). Затем полученные профили пересчитаны на единый коэффициент диффузии (для температуры 957,63 °C — среднее значение, полученное для продуктов рассматриваемых извержений).
Изучение состава кристаллов пироксена и получение фотографий в отраженных электронах выполнено в лаборатории локальных методов исследования вещества геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова при помощи сканирующего электронного микроскопа «Jeol JSM—6480LV» согласно методике, описанной в работе [Давыдова и др., 2017].
Результаты исследований и их обсуждение. Результаты моделирования диффузионных профилей. Нами отобрано, сфотографировано и проанализировано более 150 срезов кристаллов из 6 извержений (по 10—30 кристаллов на извержение), отвечающих выбранным критериям (наличие обратной зональности, перпендикулярная удлинению зерен ориентировка, возможность проанализировать состав минерала и построить профили, не пересекая трещины и включения), в результате получено более 80 профилей. В табл. 1 приведены оценки времени, прошедшего с момента формирования высокомагнезиальной каймы до момента извержения, для 10 кристаллов орто-пироксена из продуктов извержения 24.12.2009 г. Кроме того, расчет выполнен для кристаллов, в которых возможно построение профиля только по одному направлению, и все профили пересчитаны на усредненный коэффициент, рассчитанный для температуры 957,63 °C по методике, приведенной в работе [Saunders et al., 2012].
Таблица 1
Диапазон усредненных значений времени формирования высокомагнезиальных кайм для извержений влк Безымянный
Номер образца Дата извержения Время формирования высокомагнезиальной каймы (дни до извержения)
SK07/13 24.12.2006 19-1100
SK09/5 19.08.2008 23-384
BZ-10-4 16.12.2009 0-40
BZ-10-1 31.05.2010 0-60; 9-175
VK12/19b 08.03.2012 145-271
Bez-02-09-12 01.09.2012 22-235
Таблица 2
Представительные результаты моделирования диффузионных профилей для кристаллов ортопироксена из продуктов извержения 16.12.2009
Ik Ib Минимальное значение Дата формирования каймы
1 0.3 0 15.12.2009
11 13 11 04.12.2009
13 13 13 02.12.2009
17 27 17 28.11.2009
21 31 21 25.11.2009
22 31 22 23.11.2009
32 35 32 14.11.2009
38 39 38 08.11.2009
76 54 54 22.10.2009
95 66 66 10.10.2009
Примечания. Для каждого зерна приведены оценка времени диффузии (в днях) по двум перпендикулярным кристаллографическим направлениям (а и Ъ), минимальное полученное значение и дата формирования высокомагнезиальной каймы, рассчитанная по формуле «дата формирования каймы = дата извержения — минимальное время диффузии».
Л
>V,?r ,1 'Vi I |'Л I T't'r'r
/
11 i >»I i ii'rtlfo in < Д
2004 2005 2006
2007 2008 2009 2010 2011 2012 2013 Дата извержения
o-o-o 1
A
3
Д
4
Рис. 3. Усредненные оценки дат формирования высокомагнезиальных кайм ортопироксена из извержений влк Безымянный. За время остановки диффузии принималась дата извержения, выносящего изученные кристаллы на поверхность: 1 — кумулятивные кривые с результатами определения времени формирования кайм для каждого из шести извержений; 2 — сейсмическая активность вулкана Безымянный по данным фактографической базы данных «Активность вулканов Камчатки». По оси ординат — число извержений, зафиксированных в постройке вулкана (от 0 до 140); 3—4 — извержения влк Безымянный в период с 2004 по 2006 г.; 3 — извержения первого типа; 4 — извержения второго типа. Вертикальными линиями отмечены изученные извержения («высота» по вертикальной оси отвечает порядковому номеру извержения с 2006 г. по 9 сентября 2012 г.)
В результате моделирования получены временные диапазоны формирования высокомагнезиальных кайм (табл. 2) для 6 извержений. Сопоставление с данными сейсмического мониторинга (по данным фактографической базы данных «Активность вулканов Камчатки») приведено на рис. 3. Сравнение позволило отметить, что время формирования кайм в пределах нескольких дней совпадает с зафиксированной повышенной активностью вулкана (желтый авиационный код, термальные аномалии, сейсмические события или непосредственно предшествующие извержения), за исключением периодов, когда наблюдения за влк Безымянный были ограничены из-за извержений влк Ключевской.
Высокая сейсмическая активность влк Безымянный затрудняет однозначную интерпретацию полученных данных — близкие даты формирования ряда высокомагнезиальных кайм могут отвечать как формированию каждой каймы в результате отдельного петрологического события (смешение магм, поступление флюида в магматический очаг), так и формированию в ходе единого события, растянутого во времени. Однако, вне зависимости от типа события, анализ полученных результатов позволяет выделить два типа извержений:
1) продукты извержения содержат кристаллы, внешние высокомагнезиальные каймы которых формировались в различное время в диапазоне от нескольких недель до ~3 лет до извержения (извержения 2006, 2008, 2012 г.). Характеризуются плавными кумулятивными кривыми распределе-
ния времени формирования кайм, угол наклона которых изменяется от нескольких градусов на удалении от извержения до ~45° после даты извержения, предшествующего изученному (рис. 3);
2) продукты извержений содержат кристаллы, подавляющее большинство которых характеризуется высокомагнезиальными каймами с ритмичной зональностью, они формировались в дни и месяцы (0-2 месяца до начала извержения), непосредственно предшествующие извержению — извержение 2009 г. Характеризуются субвертикальными (~80°) кумулятивными кривыми (рис. 3).
Продукты извержения 2010 г. содержат кристаллы, подавляющее большинство из них характеризуется высокомагнезиальными каймами с ритмичной зональностью, они формировались в непосредственно предшествующие извержению дни и месяцы, однако также присутствует ряд кайм, формировавшихся вплоть до полугода перед извержением. Плавные кумулятивные кривые с наклоном ~45°, характерные для извержений первого типа, сменяются субвертикальными, характерными для извержений второго типа (промежуточный тип извержений (2010 г.)).
Эти два типа извержений согласуются с ранее выделенными по геофизическим данным типами извержений [West, 2013]. Многие характеристики (например, высота пепловой колонны, объем продуктов, продолжительность извержений) сопоставимы для всех рассматриваемых событий, однако анализ сейсмических данных (энергия, отсутствие или наличие предшествующей мультиплетной
активности, сила вулканического дрожания) позволяет выделить два типа извержений [West, 2013]. Большинство эруптивных событий характеризуется предварительным выдавливанием свежих порций магмы, постепенным возрастанием величины термальной аномалии и постепенным увеличением сейсмической активности (так называемый первый тип по [West, 2013], совпадающий с первым типом, выделенным по данным диффузионной хронометрии). Для других извержений характерно резкое увеличение сейсмической активности в момент начала извержения, излияние лавовых потоков после эксплозивной фазы и отсутствие значительного изменения температуры аномалии до извержения (второй тип по [West, 2013], совпадающий со вторым типом, выделенным по данным диффузионной хронометрии). Различия в характере извержений также коррелируют с различиями в проявленной мультиплетной активности и деформациях поверхности [West, 2013; Koulakov et al., 2013] — для отдельных извержений второго типа, не предваряющихся постепенным возрастанием сейсмической активности в течение нескольких месяцев перед извержением, характерна повышенная мультиплетная активность, маркирующая поступление значительных порций магмы из глубины магматической системы.
В работе [Lopez et al., 2013] показано, что извержения заметно отличаются по характеру дегазации, отвечающей отделению летучих на разных уровнях магматической системы. Так, например, для извержений первого типа отмечен приповерхностный режим дегазации (высокое отношение H2O:CO2 и относительно низкие — S:HCl, CO2:S, CO2:HCl), для извержения в декабре 2009 г. — глубинный режим дегазации (высокие значения отношения S:HCl, CO2:HCl), для мая 2010 г. — промежуточный.
Кроме того, для извержений первого типа характерно значительное количество мафических включений [Давыдова и др., 2017], тогда как пи-рокластические отложения извержений второго типа их практически не содержат.
Механизмы инициализации извержений влк Безымянный. Сопоставление полевых наблюдений, результатов моделирования диффузионных профилей с данными геофизических и геохимических исследований позволяет предположить существование двух механизмов подпитки приповерхностного очага влк Безымянный, соответственно, отвечающих двум типам извержений.
Для первого типа извержений характерны многочисленные мафические включения, отсутствие кайм ортопироксена, сформировавшихся непосредственно перед извержением, и приповерхностный характер дегазации; для второго — отсутствие мафических включений, контрастные каймы, формирующиеся в предшествующие из-
вержению дни и месяцы, глубинный характер дегазации.
Первый тип извержений, возможно, предваряется периодическими внедрениями относительно небольших объемов флюидонасыщенной магмы из глубинного резервуара. Близкий химический состав поступающей магмы и магмы приповерхностного очага [Давыдова и др., 2017] совместно с небольшим объемом взаимодействующих магм приводит к ограниченному взаимодействию магм (выравниванию контрастов по температуре, химическому составу, содержанию летучих компонентов). Магнезиальные каймы ортопироксена формируются лишь в непосредственной близости от мафических включений, представляющих собой фрагменты поступающей магмы [Давыдова и др., 2017]. Поступление флюидонасыщенной магмы (и сброс летучих из мафических включений при поступлении в очаг) приводит к резкому увеличению давления в приповерхностном очаге, которое компенсируется возрастанием сейсмической активности, фумарольными выбросами из вулкана, повышением величины термальной аномалии (см. фактографическую базу данных «Активность вулканов Камчатки»). Подобные сбросы давления частично прочищают жерло и предваряют извержение выдавливанием небольших порций свежей лавы.
Для второго типа характерно более крупномасштабное взаимодействие магм приповерхностного очага с глубинным веществом. Вероятно, поступление магм мантийного происхождения в глубинный резервуар вызывает активное отделение летучих и относительно плавный подъем частично дегазированной магмы в приповерхностный очаг. Подобные инъекции приводят к формированию в нижней части приповерхностного очага слоя гибридной магмы (подобная ситуация описана для влк Унзен, Япония [Browne et al., 2006]).
Поступление в приповерхностный очаг отделяющихся в глубинном резервуаре летучих воздействует практически на весь объем магматического очага. Активная дегазация в приповерхностных условиях приводит к окислению магмы, например, [Humphreys et al., 2015], что в свою очередь отражается на степени окисления железа. Окисление железа до Fe3+ приводит к увеличению магнезиаль-ности кристаллизующихся фаз и, соответственно, к повсеместному формированию высокомагнезиальных кайм ортопироксена.
Постепенное нарастание объема вещества в приповерхностном очаге, не предваряющееся взрывными событиями, прочищающими магматический канал, ведет к резкому началу извержения в момент накопления критической массы.
Выводы. 1. События в приповерхностном магматическом очаге, приводящие к изменению температуры и содержания летучих компонентов,
определенные по результатам моделирования диффузионных профилей в ортопироксенах, предшествуют соответствующему извержению на 0—3 года и в пределах погрешности совпадают с предыдущими эруптивными событиями или эпизодами повышенной сейсмической активности вулкана.
2. На основе интервалов времени формирования высокомагнезиальных кайм можно выделить два типа извержений влк Безымянный, коррелирующих с данными сейсмического мониторинга и характером дегазации вулкана. Наиболее типичные для влк Безымянный извержения первого типа характеризуются постепенным возрастанием сейсмической активности перед извержением и предварительным выжиманием лавовых блоков до начала эксплозивной деятельности, им свойствен широкий диапазон полученных значений времени
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Давыдова В.О., Щербаков В.Д., Плечов П.Ю., Перепелов А.Б. Характеристика мафических включений в продуктах современных извержений вулкана Безымянный 2006-2012 гг. // Петрология. 2017. Т. 25, № 6. С. 609-634.
Плечов П.Ю., Фомин И.С., Мельник О.Э., Горохова Н.В. Эволюция состава расплава при внедрении базальтов в кислый магматический очаг // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2008. № 4. С. 35-44.
Щербаков В.Д., Плечов П.Ю. Петрология мантийных ксенолитов в породах вулкана Безымянный (Камчатка) // Докл. РАН. 2010. Т. 434, № 6. С. 1-4.
Abramoff M.D., Magalhaes P.J., Ram S.J. Image Processing with Image // J. Biophotonics Intern. 2004. Vol. 11. P. 36-42.
Browne B.L., Eichelberger J.C., Patino L.C. et al. Generation of porphyritic and equigranular mafic enclaves during magma recharge events at Unzen volcano, Japan // J. Petrology. 2006. Vol. 47. P. 301-328.
Chamberlain K.J., Morgan D.J., Wilson C.J.N. Times-cales of mixing and mobilisation in the Bishop Tuff magma body: perspectives from diffusion chronometry // Contrib. Mineral and Petrol. 2014. Vol. 168, N 1. P. 1034.
Cherniak D.J., Dimanov A. Diffusion in pyroxene, mica and amphibole // Rev. Mineral and Geochemistry. 2010. Vol. 72, N 1. P. 641-690.
Costa F, Chakraborty S, Dohmen R. Diffusion coupling between trace and major elements and a model for calculation of magma residence times using plagioclase // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2003. Vol. 67, N 12. P. 2189-2200.
Crank J. The mathematics of diffusion. Oxford University Press, 1956. 347 p.
Eichelberger J.C. Vesiculation of mafic magma during replenishment of silicic magma reservoirs // Nature. 1980. Vol. 288. P. 446-450.
Gerlach D.C., Grove T.L. Petrology of Medicine Lake Highland Volcanics: characterisation of endmembers of magma mixing // Contrib. Mineral and Petrol. 1982. Vol. 80. P. 147-159.
Girina O.A. Chronology of Bezymianny Volcano activity, 1956-2010 // J. Volcanology and Geothermal Res. 2013. Vol. 263. P. 22-41.
Humphreys M.C.S., Brooker R..A, Fraser D.G. et al. Coupled interactions between volatile activity and Fe oxida-
формирования высокомагнезиальных кайм вокруг кристаллов ортопироксена. Для извержений второго типа (с взрывным началом, не предваряющимся постепенным увеличением сейсмической активности и выжиманием лавы) диапазон времен формирования высокомагнезиальных кайм значительно меньше и не превышает 2 мес. перед извержением.
Благодарности. Авторы благодарны Н.А. Некрылову за участие в полевых работах и ценные комментарии, Е.М. Зеленскому за возможность участия в экспедиции на влк Безымянный в 2012 г., М.В. Меркуловой и О.А. Гириной за предоставленные образцы, Дж. Бланди и К. Сандерс за обсуждение вопросов диффузионной хронометрии, А.А. Арискину и Т.А. Шишкину за ценные замечания, позволившие улучшить статью.
tion state during arc crustal processes // J. Petrology. 2015. Vol. 56, N 4. P. 795-814.
Kilgour G.N., Saunders K.E., Blundy J.D. et al. Times-cales of magmatic processes at Ruapehu volcano from diffusion chronometry and their comparison to monitoring data // J. Volcanology and Geothermal Res. 2014. Vol. 288. P. 62-75.
Koulakov I., Gordeev E.I., Dobretsov N.L. et al. Rapid changes in magma storage beneath the Klyuchevskoy group of volcanoes inferred from time-dependent seismic tomography // J. Volcanology and Geothermal Res. 2013. Vol. 263. P. 75-91.
López T, Ushakov S, Izbekov P. et al. Constraints on magma processes, subsurface conditions, and total volatile flux at Bezymianny Volcano in 2007-2010 from direct and remote volcanic gas measurements // J. Volcanology and Geothermal Res.. 2013. Vol. 263. P. 92-107.
Mathez E.A. Influence of degassing on oxidation states of basaltic magmas // Nature. 1984. Vol. 310, N 5976. P. 371-375.
Murphy M.D., Sparks R.S.J., Barclay J. et al. Remobi-lization of andesite magma by intrusion of mafic magma at the Soufriere Hills Volcano, Montserrat, West Indies // J. Petrology. 2000. Vol. 41, N 1. P. 21-42.
Nakamura M. Continuous mixing of crystal mush and replenished magma in the ongoing Unzen eruption // Geology. 1995. Vol. 23, N 9. P. 807-810.
Saunders K'., Blundy J., Dohmen R. et al. Linking petrology and seismology at an Active Volcano // Science. 2012. Vol. 336. P. 1023-1027.
Schwandt C.S., Cygan R.T., Westrich H.R. Magnesium self-diffusion in orthoenstatite // Contrib. Mineral and Petrol. 1998. Vol. 130. P. 390-396.
Shcherbakov V.D., Plechov P.Y., Izbekov P.E. et al. Plagioclase zoning as an indicator of magma processes at Bezymianny Volcano, Kamchatka // Contrib. Mineral and Petrol. 2011. Vol. 162. P. 83-99.
Sparks S.R.J., Sigurdsson H., Wilson L. Magma mixing: a mechanism for triggering acid explosive eruptions // Nature. 1977. Vol. 267, N 5609. P. 315-318.
West M.E. Recent eruptions at Bezymianny volcano — A seismological comparison // J. Volcanology and Geothermal Res. 2013. Vol. 263. P. 42-57.
Поступила в редакцию 25.01.2018
