Этапы развития верхнекоровых магматических очагов, их зональность
жүктеу/скачать 0.79 Mb.
|
Этапы развития верхнекоровых магматических очагов, их зональностьКальдера Половинка. Процесс кальдерообразования в южном секторе Карымского вулканического центра начался около 180 тыс. лет назад (Вулканический центр…, 1980) извержением пирокластических потоков высококремнистых риодацитов (П1). Появление высоко эволюционированных расплавов свидетельствует о достаточно большом перерыве в тектоно-магматической активности данного района в начале-середине плейстоцена. Спекшиеся туфы, отличающиеся однородным валовым и минеральным составом, являются показателем равновесных условий кристаллизации расплава. Ликвидусной фазой риолитового расплава являлся плагиоклаз (950оС), к которому в дальнейшем присоединился кварц. Редкие кристаллические включения магнетита в этих минералах указывают на незначительную изначальную обводненность расплава. По мере его остывания и увеличения доли кристаллов плагиоклаза (An24-30) и кварца, содержание H2O в расплаве возрастало и при температуре порядка 800оС достигло условий насыщения (7,0 вес.%) (Рябчиков, 1975; Hervig et al., 1989; Scailet, Evans, 1999), о чем свидетельствуют кристаллические включения биотита во внешних зонах некоторых фенокристаллов кварца. Присутствие в пирокластических отложениях биотита в качестве единственного темноцветного минерала является показателем высокого флюидного давления в магматическом очаге на период, предшествующий катастрофическому извержению. Температура расплава находилась в пределах 750-770оС при fO2 +2,7 NNO. Для пирокластических отложений П2 дацитового состава, характерна слабо выраженная неоднородность, которая проявляется в существовании популяций фенокристаллов плагиоклаза с составами ядер An30-34 и An39-44, неравномерным распределением микровкрапленников роговой обманки и бипирамидального кварца. Натриевый андезин (An30-34), роговая обманка и кварц являются, очевидно, производными риодацитового расплава, близкого к условиям насыщения водной фазой. Согласно экспериментальным данным существование кварца и амфибола в условиях недосыщенности расплава водой (4-5 вес.%) предполагает температуры не ниже 850оС (Scailet, Evans, 1999). Ортопироксен, составляющий основную массу темноцветных минералов в П2 и встречающийся в ассоциации с умеренно кальциевым андезином (An39-44) и железо-титанистыми окислами, может представлять собой кристаллические фазы более высокотемпературного риодацитового расплава (концентрация марганца в ортопироксенах достигает 1,5-1,7%). Температуры кристаллизации ортопироксена по Mt-Ilm парам кристаллических включений в нем образуют ряд значений 820-880оС. Обращают внимание высокие значения fO2 (+2.5 NNO) для этих окисных пар, что более характерно для расплавов с гидроксилсодержащими кристаллическими фазами. В то же время, присутствие в ортопироксенах включений пирротина, предполагает более низкую степень окисленности расплава - верхний предел стабильности пирротина по экспериментальным данным составляет +1,3 NNO (Scailet, Evans, 1999). Это противоречие снимается, если учесть, что включения Fe-Ti окислов захватывались в основном внешними зонами кристаллов, а включения сульфидов чаще всего отмечаются в центре вкрапленников. Можно предположить, что этот случай демонстрирует возрастание активности кислорода во времени или является следствием конвективного перемешивания расплава и дорастания вкрапленников ортопироксенов в верхней, более водонасыщенной зоне. Сложная зональность плагиоклаза в пределах указанных выше составов, свидетельствует о существовании конвективной циркуляции расплава между этими зонами. Наконец, отмеченные иногда в плагиоклазах промежуточные зоны и ядра кальциевого андезина (An48-52) и высокотемпературные (968оС) Mt-Ilm пары в клинопироксене (см. рис. 48), указывают на существование ниже в магматическом очаге зоны дацитового состава. Таким образом, можно предположить существование на предэруптивном этапе зональной магматической камеры (Рис.50, А, Б), в апикали которой находился высоко эволюционированный расплав, насыщенный водной фазой.
Рис. 50. Основные этапы развития магматических очагов и вулканизма в южной части Карымского вулканического центра. А – на докальдерном этапе (~200 тыс. лет назад); Б – в период образования кальдеры Половинка и туфов П1 и П2 (~180-150 тыс. лет назад); В – в период образования верхней толщи шлаковых агломератов, связанных с кальдерой Половинка (П3); Г – в начальный период формирования вулкана Однобокого (~110 тыс. лет назад); Д – в период формирования первой кальдеры на вулкане Однобоком и туфов О1 (~80 тыс. лет назад); Е - в период формирования второй кальдеры на вулкане Однобоком и туфов О2 (~60 тыс. лет назад); Ж - в период формирования вулкана Академии Наук (~40 тыс. лет назад); З - в период формирования кальдеры Академии Наук (~30 тыс. лет назад). 1 – вулкан и его подводящий канал; 2 – кальдера в период ее формирования, показаны заполняющее ее озеро и извержения, происходящие из озера; 3 – кальдера после ее формирования, показаны заполняющие ее озерные отложения и толща туфов и игнимбритов на бортах; 4 – магматические очаги; 5 – 9 – состав магмы в очагах: 5 – базальтовый в нижнекоровых очагах, 6 – базальтовый с отсадкой кристаллов в верхнекоровых очагах, 7 – андезитовый, 8 – дацитовый, 9 – риолитовый; 10 – остывшие очаги; 11 – направление предполагаемого латерального смещения очагов. Судя по незначительному распространению кварц-биотитовых туфов, мощность этой зоны была невелика. С глубиной содержание летучих уменьшалось, а кислотность расплава постепенно снижалась до высококремнистых дацитов, которые и составляют основной объем пирокластики кальдеры Половинки. Полнокристаллические пироксен-плагиоклаз-магнетитовые кластеры (см. рис. 42, а) представляют собой, вероятно, продукты пристенной кристаллизации в магматической камере (Langmuir, 1989; McBirney et al., 1985). Возникающие при этом остаточные, более эволюционированные и относительно «сухие» кислые расплавы могли мигрировать вверх, образуя ограниченные по объему скопления. С этими зонами связана кристаллизация высокожелезистых гиперстенов (Fm 43-45, MnO 2,0%), образующих иногда внешние каймы в зональных фенокристаллах и встречающихся в виде микровкрапленников (см. рис.45, а). Незначительная (4-5 км) глубина кровли верхнекорового очага кальдеры Половинки (исходя из низкой глиноземистости роговой обманки) согласуется с геологическими свидетельствами существования куполовидной структуры на период, предшествующий кальдерообразующим процессам. Завершающий этап кальдерообразования в среднем плейстоцене (П3) произошел после некоторого перерыва в эксплозивной деятельности: в верхнекоровом очаге вновь сформировалась слабовыраженная зональность (Рис.50, В). Состав пирокластических отложений изменился от андезитов, андезитодацитов (игнимбриты и туфы) до низкокремнистых андезитов, андезито-базальтов (агглютинаты, бомбовые туфы), при явном преобладании последних. Характерной особенностью агглютинатов является очень низкое (3-4 %) содержание в них кристаллической фазы. На существование зональности в верхней части магматической камеры указывает бимодальное распределение составов вкрапленников плагиоклаза, пироксена, остаточных стекол в игнимбритах (см. рис.43, табл. 16). Судя по составам минералов, существовала, вероятно, маломощная зона риодацитового состава (Pl - An35-39, оPх - fm 40-45, MnO 1,2-1,5%) и более мощная – дацитового (Pl - An46-52, оPх - fm32-37, MnO 0,9-1,1%). Предэруптивная температура расплава находилась в пределах 780-790оС (Mt-Ilm пары микровкрапленников в стекле), а фугитивность кислорода соответствовала буферу NNO (рис. 48), что является показателем значительной его «сухости». С этим согласуется и высокая железистость пироксенов (Гриб, Леонов, 1992, 2001а, 2001б). Значительное снижение величин fO2 в продуктах каждой последующей фазы пирокластических отложений кальдеры Половинка свидетельствует об осушениии расплава во времени. Присутствие во фьямме игнимбритов П3 лейст лабрадора, микровкрапленников и обломков фенокристаллов оливина (Fo 62-67, реже 80) и магнезиального авгита, а также пространственная и временная сопряженность их с агглютинатами, предполагают существование в основании магматической камеры базальтоидного расплава. Согласно (Sisson, Grove, 1993) известково-щелочная базальтоидная магма, бедная кристаллами и не насыщенная водой, имеет минимальную температуру в пределах 1050-1060оС. Преобладание в игнимбритах стекол андезитового и андезитодацитового состава, скелетный облик кристаллических фаз основного расплава, свидетельствуют о быстром и бурном перемешивании верхних, относительно низкотемпературных, и нижних, более высокотемпературных слоев расплавов непосредственно перед началом катастрофического извержения и в процессе его. В последующем извергались в основном базальтоидные расплавы. Они сформировали слои бомбовых туфов и агглютинатов, которые переслаивались с фреатомагматическими отложениями. Появление в разрезах пирокластики, туфов и песчаников является показателем того, что извержения базальтовой тефры происходили в субаквальных условиях и сопровождались мощными выплесками из озера, заполнявшего кальдеру. Кальдера Однобокая. Формирование кальдеры Половинка завершилось извержением тефры андезитобазальтового состава. Это означало, что к концу среднего плейстоцена базальтовые расплавы, пополняющие верхнекоровый магматический очаг, практически вытеснили кислый расплав и плотностной барьер, создаваемый им, перестал существовать. После мощного среднеплейстоценового оледенения начался новый цикл тектономагматической активности, из нижнекорового промежуточного магматического очага стали поступать базальты, сформировался вулкан Однобокий, лавы которого практически полностью заполнили кальдеру Половинка (Рис.50, Г). Первый этап развития вулкана, когда были излиты большие объемы лав базальтового состава, нами не рассматривается. После некоторого перерыва в вулканической деятельности начались процессы кальдерообразования. Возраст первого этапа кальдерообразования на вулкане Однобоком (О1) оценивается в 110-80 тыс. лет (Вулканический центр…, 1980). Последовательное изменение состава пирокластических отложений от риодацитов до дацитов свидетельствует о формировании на предэруптивном этапе зональности в верхней части верхнекорового магматического очага (Рис.50, Д). Присутствие среди вкрапленников пирокластического потока О1-1 роговой обманки указывает на то, что верхнюю его часть занимал водонасыщенный (4-5 вес.%) (Scailet, Evans, 1999) слой кислого (риодацитового) расплава. Величина общей глиноземистости амфибола (6-8 % Al2O3) соотносится с давлением 1,5-2,2 кбар (Hollister et al., 1987; Johnson, Rutherford, 1989; Johnson et al., 1994), при котором она могла быть устойчива. Это давление соответствует глубине верхней кромки магматического очага порядка 6-7 км. Предэруптивная температура по Mt-Ilm парам в роговой обманке составляла 790-820оС при активности кислорода на 1-1,2 порядка выше буфера NNO (см. рис. 48). На ликвидусе, что характерно для всех пирокластических отложений, кристаллизовался плагиоклаз (1020оС). Процесс кристаллизации пироксенов начался при 930оС и продолжался далее совместно с роговой обманкой. При этом поздние пироксены, кристаллизующиеся одновременно с амфиболом и магнетитом, отличаются более низкой железистостью (см. рис. 44, б). Извержение пемзовых туфов риодацитового состава в начальную фазу О1-2, преобладающий объем дацитовых туфов и резкая граница между ними, указывают на существование перерыва между эксплозивными извержениями О1-1 и О1-2. Субафировая структура риодацитовых пемз является показателем сухости и перегретости расплава, а высокая степень раздробленности пемзового материала и тонкая его пористость – о его высокой вязкости. Большое количество обломков обсидиана в пемзовых туфах О1-2 позволяет предполагать, что перед эксплозивным извержением происходили внедрения перегретого риодацитового расплава в виде экструзий, которые разрушались при последующих активизациях. Дацитовый расплав отличается неоднородностью, как на уровне минерального состава (см. рис. 43, 44, 45), так и на макроуровне. Неоднородность на микроуровне определяется в основном процессами, происходящими в магматическом очаге, а именно - существованием конвективных ячеек, как внутри одного слоя (слабо выраженная зональность минералов), так и на границе смежных слоев (сложная зональность в плагиоклазах). Гетерогенность на макроуровне возникала во время извержения, когда вовлекались расплавы из более глубоких уровней магматической камеры (Blake, 1981). Температура расплава (по Mt-Ilm парам включений в пироксенах) изменялась от 840-850оС в риодацитовых пемзах до 870-930оС – в дацитовых. Наиболее высокие температуры (950-970оС) пар Fe-Ti окислов в пироксенах характеризуют, очевидно, андезитовый расплав (см. рис. 48). При этом активность кислорода в расплавах была низкой (незначительно повышаясь в риодацитах), отвечая буферу NNO, что является показателем относительной «сухости» расплава. Расположение точек температур под углом к линии буфера NNO согласуется с геологическими и минералогическими данными о неоднородности состава расплава в верхнекоровом магматическом очаге на первом этапе кальдерообразования на вулкане Однобоком и демонстрирует снижение активности кислорода с глубиной. Повсеместно встречающиеся в пемзах О1-2 полнокристаллические кластеры, состоящие из магнезиально-железистого авгита, богатого кальцием плагиоклаза, магнетита, а местами и роговой обманки (паргасита), являются, по-видимому, продуктами ранней кристаллизации базальтоидного (габбро-диоритового?) расплава, существовавшего в основании очага, на границе его с более кислым. Возможно, роговая обманка кристаллизовалась из базальтоидного расплава на более глубоких уровнях магматической системы, где давление H2O было выше и обеспечивало ее стабильность. Согласно расчетам (Hollister et al., 1987; Johnson, Rutherford, 1989; Johnson et al., 1994) амфиболы в дацитовых пемзах из О1-2 с содержанием Al2O3 9-11 вес. %, устойчивы при давлении 3,8-4,5 кбар, что отвечает глубинам 11-13 км. Это могло быть силлообразное тело в основании нижнекорового очага или ниже его. Пемзовые рыхлые «комочки» со скелетными микролитами роговой обманки (также высокоглиноземистой) представляют собой межзерновый расплав (Рис. 42, е). Тот факт, что остаточные стекла дацитов и пемзовых «комочков» близки по составу (табл. 14), указывает на существование относительного равновесия между дацитовым и основным расплавами (в случае, если базальты располагались ниже и граничили с кислым расплавом). Температура кристаллизации фенокристаллов амфибола (паргасита) по Mt-Ilm парам кристаллических включений в них составляет 855-880оС при fO2 +1,2 NNO (рис. 48), а по амфибол-плагиоклазовому геотермометру (Holland, Blundy, 1994) достигает 935оС. Согласно (Коваленко и др., 2000; Johnson et al., 1994) в магмах от базальтового до дацитового состава стабильность амфибола, находящегося в равновесии с богатыми кальцием авгитом и плагиоклазом, должна проявляться при содержании H2O не менее 4-5 вес.%. Этим, вероятно, и обусловлена хорошая сохранность высокоглиноземистой роговой обманки в дацитовом расплаве, хотя это может быть связано и с большой скоростью поступления материала на поверхность. Первый этап игнимбритоообразования на вулкане Однобоком сменился излиянием лавовых потоков базальтов, андезитобазальтов (как и в случае кальдеры Половинки), указывая тем самым на ритмичный характер тектоно-магматической активности в данном районе в среднем-верхнем плейстоцене. Последующие лавовые потоки андезитового и дацитового состава, свидетельствуют о раскислении расплава в магматическом очаге под вулканом. Эволюция базальтоидного расплава завершилась новым (вторым, О2) этапом эксплозивного кальдерообразующего извержения (Рис. 50, Е). Состав пеплово-пемзовых туфов О2 преимущественно дацитовый. На основании геологических данных выделяется два эпизода извержения пирокластического материала, которые во времени следуют друг за другом, хотя отсутствуют данные о временном интервале между ними. Пирокластические отложения О2-1 и О2-2 отличаются близким минеральным составом (см. рис. 43, 44, 45) и сходными параметрами физико-химических условий кристаллизации расплава (рис.48), что позволяет относить их к одному этапу развития кальдеры Однобокой. В то же время отложения каждого эпизода характеризуются своими индивидуальными чертами. В пеплово-пемзовых туфах О2-1, несмотря на достаточно однородный дацитовый состав, существуют признаки, указывающие на гетерогенность расплава в магматическом очаге. На макроуровне – это обильные микровключения темносерого стекла, переходящие во фьямме андезитового состава, бомбочки андезитобазальтового состава. На микроуровне - присутствие среди вкрапленников плагиоклаза, наряду с преобладающим кальциевым андезином (An46-52), незначительного количества вкрапленников натриевого андезина (An38-42) и лабрадор-битовнита (An58-70), микровкрапленников оливина (Fo 80) со следами скелетного роста внешних зон, широкий диапазон состава остаточных стекол (59-73% SiO2). Низкокремнистые стекла (59-66% SiO2) обычно образуют каймы вокруг микровкрапленников оливина. Все эти признаки могут свидетельствовать о существовании в очаге перед началом извержения маломощной риодацитовой зоны в верхней его части (натриевый плагиоклаз, остаточные стекла риодацитового состава) и о возрастании основности расплава с глубиной (дациты, андезиты, андезитобазальты). В процессе извержения происходило бурное смешивание магм, отличающихся по составу, минеральным ассоциациям и температуре. Обильные оливин-анортитовые включения являются кумулятивными фазами. В пирокластических отложениях О2-2 на зональность игнимбритообразующего расплава указывает строение геологических разрезов (Рис. 38). Состав пеплово-пемзовых туфов меняется от риодацитов в первых порциях до дацитов. Граница между слоями резкая, а соотношение риодацитового и дацитового материала находится в пределах 1:5 (по мощности). Обломки пемз андезитового состава в верхних частях разреза пирокластического потока О2-2 указывают на тенденцию к снижению кремнекислотности расплава с глубиной. С андезитовыми пемзами связанны вкрапленники маложелезистых гиперстенов, встречающиеся также в составе зональных кристаллов в более кислых продуктах этого извержения (50, в) На рис.48 фигуративные точки Mt-Ilm пар в пирокластических отложениях второго этапа на вулкане Однобоком образуют три группы: 855-880оС, 900-930оС и 950-970оС, которые характеризуют температуры, соответственно, риодацитового, дацитового и андезитового расплавов. Фугитивность кислорода в расплаве низкая, находится в пределах буфера NNO. Отсутствие гидроксилсодержащих минералов в риодацитовых и дацитовых пемзовых туфах говорит о «сухости» средне-кислого игнимбритообразующего расплава и о расположении его на более высоких уровнях в земной коре. В то же время редкие вкрапленники высокоглиноземистой (9-10,8 % Al2O3) роговой обманки в андезитовых пемзах О2-2, аналогичные таковым в О1-2 (см. рис. 45), свидетельствуют об увеличении содержания H2O в расплаве с глубиной. Кальдера Академии Наук. В верхнем плейстоцене у южной границы кальдеры Однобокой сформировался вулкан Академии Наук, сложенный андезитами и дацитами (Рис.50, Ж). Судя по стекловатому облику низкокремнистых андезитов в основании постройки, извержение их могло происходить в озеро, заполнявшее кальдеру. Пемзовые туфы, связанные с эксплозивным извержением на этом вулкане и встречающиеся только на южном его склоне, имеют относительно однородный риодацитовый состав. Тем не менее, составы вкрапленников ортопироксена, роговой обманки и титаномагнетита в них образуют на диаграммах (см. рис. 44, 45) укороченные линейные тренды. В пемзах из основания разрезов преобладают более кислые слабозональные плагиоклазы, менее железистые гиперстены, менее глиноземистые амфиболы, а также титаномагнетиты с повышенным содержанием марганца. Всё это свидетельствует о существовании скрытой расслоенности расплава в магматической камере по вертикали. Редкие вкрапленники плагиоклаза с повышенным содержанием анортита, встречающиеся в ядрах зональных фенокристаллов, отражают неравновесные условия ранних этапов кристаллизации расплава. Температура риодацитового расплава на предэруптивном этапе составляла 780-800оС. Ряд температур 820-890оС (см. рис. 48) согласуется с несколько растянутыми трендами составов минералов. Активность кислорода соответствует таковой в водонасыщенных магмах (+1,2NNO). Деятельность вулкана завершилась внедрением вязких расплавов, сформировавших привершинные экструзии дацитового состава с безводной минеральной ассоциацией. Они подтверждают существование в небольшом очаге под вулканом градиентов по составу и содержанию летучих. По поводу происхождения кальдеры Академии Наук нет однозначного мнения, так как не обнаружены значительные объемы пирокластических отложений, связанных с ее образованием. Это отмечено еще предшествующими исследователями, которые предполагали, что обрушение кальдеры произошло в результате оттока расплава из верхнекорового магматического очага при образовании кальдеры Карымской (Вулканический центр…, 1980). Новый геологический материал и его осмысление с позиций события 1996 г. позволяет нам предложить иной вариант. Грубообломочные отложения, которые, как мы предполагаем, связаны с разрушением вулкана Академии Наук, лежат непосредственно на пемзовых туфах О2-2 кальдеры Однобокой, поэтому возраст последних грубо оценивается в интервале между образованием спекшихся туфов О2-1 и разрушением вулкана Академии Наук. Предположим, что извержение пемзовых туфов О2-2 в зоне субмеридионального разлома произошло в более позднее время, когда вулкан Академии Наук был уже сформирован. Инъекция высокотемпературного расплава в верхнекоровый очаг могла вызвать синхронное извержение на вулкане Академии Наук, последующее его разрушение и обрушение бортов кальдеры (Рис.50, З). В этой ситуации, пемзовые туфы О2-2 соотносятся с кальдерообразованием на вулкане Однобоком опосредованно, по сходству их с составом пемзовых туфов О2-1 (см. рис. 44, в, табл. 15, 16). Скорее, они представляют собой мобилизованные расплавы полузастывшего верхнекорового магматического очага, связанного с кальдерой вулкана Однобокого (О2), возникшие в процессе фреатомагматического извержения в северном секторе кальдеры при инъекции базальтов. Базальты субаквальных извержений и их роль в развитии кальдерного комплекса. Фреатомагматическое извержение базальтовой тефры в кальдере Академии Наук в 1996 году показало, что в недрах структуры на глубине порядка 18 км существует промежуточный очаг базальтовой магмы (Федотов, 1997). После начала кальдерообразующих процессов на юге Карымского вулканического центра базальтоидная магма (БТ) впервые появилась в составе пирокластических отложений в конце среднего плейстоцена (П3). Происходило вытеснение кислого расплава нижнекоровыми базальтами, поступавшими в основание верхнекорового очага на завершающем этапе формирования кальдеры Половинка. Начиная с этого времени в продуктах эксплозивных извержений (БТ) отмечается последовательное снижение кремнекислотности от низкокремнистых андезитов, андезито-базальтов до базальтов, увеличение степени их кристалличности, концентрации в породах Mg0, Al2О3, CaО, то есть наблюдается тенденция к появлению все менее дифференцированных базальтов (см. табл. 15). С повышением содержания магния в базальтовой тефре возрастают контрастность составов минералов, отмечаются высокие градиенты изменения составов смежных зон фенокристаллов и микровкрапленников, обратная и сложная их зональность. Минералогически это выражается в возрастании роли высококальциевых плагиоклазов, оливина, клинопироксена повышенной магнезиальности и кристаллических включений хромистой шпинели. Наиболее магнезиальными являются продукты извержений, произошедших 4800 лет назад и в 1996 году. Полученные данные позволяют рассматривать базальты эксплозивных извержений, содержащих неравновесные ассоциации вкрапленников, как продукты смешения расплавов разных стадий кристаллизации и глубинности одного (промежуточного) магматического очага. Состав наиболее магнезиальных базальтов эксплозивных извержений близок по валовому составу и минеральным парагенезисам базальтам нижнечетвертичного возраста, слагающим основание вулканов Дитмара и Пра-Семячик (Вулканический центр…, 1980). Тот факт, что они не претерпели значительных изменений, связано, очевидно, с большой глубиной (18 км, Федотов, 1997), на которой располагается этот очаг. Эволюционированные базальты и андезитобазальты представляют собой более дифференцированную часть промежуточной магматической камеры, которая пополнила освободившийся после извержения пирокластики верхнекоровый очаг кальдеры Половинка (Рис.50, Г).. Появление в голоцене (4800 лет назад) и в 1996 году слабодифференцированных базальтов может свидетельствовать о частичной закристаллизации этого очага и поступлении расплавов с более глубокого промежуточного очага. Присутствие в базальтах полиминеральных и оливиновых кластеров является показателем ведущей роли кристаллизационной дифференциации в процессе эволюции расплава. Начиная с верхнего плейстоцена, все извержения базальтовой тефры происходили в северном секторе кальдеры в зоне субмеридионального разлома. Они могли провоцировать извержения кислой пирокластики (Sparks, Sigurdsson, 1977). Так, извержение базальтовой тефры предваряло извержение пемзовых туфов О2-2 кальдеры Однобокой. Кислый расплав в верхнекоровом очаге к этому времени был, вероятно, в достаточной степени закристаллизован, что и способствовало прорыву базальтов на поверхность. Воздействие высокой температуры привело к разрушению кристаллического каркаса и нарушению механической прочности частично застывшего тела (Murphy et al., 2000). Образовался локальный мобильный объем кислой магмы, которая прервала извержение базальтов. Они, как более плотный расплав, сформировали слой в основании магматической камеры, способствуя дальнейшему разогреву кислого материала, выделению летучих, что и привело к эксплозивному извержению. Близкий валовый и минеральный состав базальтов, подстилающих пемзовые туфы О2-2 и слоя, «подвешенного» на уровне высокой террасы (северный борт озера Карымского), может свидетельствовать, что это извержение происходило при высоком уровне воды в озере, заполнявшем кальдеру Однобокую. жүктеу/скачать 0.79 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|
