Петрографические наблюдения

Андезибазальты двух рассматриваемых извержений Ключевского вулкана, с точки зрения петрографии, имеют очень схожий облик: мелкопорфировая структура, гиалопилитовая основная масса, высокая степень пористости. Вкрапленники представлены плагиоклазом в нескольких генерациях, а также в подчиненном количестве оливином и клинопироксеном. Для лав вершинного извержения степень пористости выше: объем пор до 50% в сравнении с ~20–30% для лав побочного прорыва им. Г.С. Горшкова. В то же время стекло в основной массе в лавах вершинного кратера раскристаллизовано чуть лучше. Количество вкрапленников, главным образом, плагиоклаза в лавах прорыва им. Г.С. Горшкова достигает 40%, против 25% вкрапленников в лавах вершинного извержения. Повышенная пористость лав вершинного извержения указывает на более интенсивную дегазацию магм в процессе их подъема к поверхности, а следы роста микролитов в основной массе говорят о более длительной эволюции расплава по сравнению с лавами побочного прорыва.

С точки зрения генетической взаимосвязи лав вершинного и побочного извержения наиболее интересны фенокристаллы плагиоклаза, которые в обеих лавах представлены в нескольких общих генерациях (рис. 2). Наиболее частая генерация плагиоклаза – это короткопризматические кристаллы с черными каймами внутри или ядрами, размер кристаллов 0.3–0.8 мм. Такие типы текстур плагиоклаза называются “ситовыми” (sieved), или текстуры с частично “растворенным” ядром (Viccaro et al., 2010). Эти текстуры указывают на непостоянные условия роста кристаллов плагиоклаза и возможное неоднократное внедрение новых порций расплава в уже частично закристаллизованную магму. Ячейки “ситовых” текстур состоят из недораскристаллизованного расплава, разновидности текстур обусловлены скоростью декомпрессии, насыщением магмы H₂O и летучими веществами (Viccaro et al., 2010).

Другая генерация плагиоклаза – это изометричные концентрически-зональные кристаллы, с “осцилляторными” зональностями (“oscillatory-zoned”, Viccaro et al., 2010), размером до 1.5 мм, слои зональностей также иногда имеют “ситовые” текстуры. Третья генерация – это средне- и длиннопризматические кристаллы Pl и их сростки (размер до 1 мм) с полисинтетическим двойникованием. Последняя генерация Pl – длиннопризматические и игольчатые микролиты размером до 0.3 мм.

Геохимия главных элементов

На диаграммах Харкера (рис. 3) представлены составы лав прорыва им. Г.С. Горшкова, лав вершинного извержения Ключевского вулкана 2020–2021 гг., а также составы лав вершинных извержений 1945 г. и 2016 г. на фоне данных об исторических побочных и вершинных извержениях. Лавы рассматриваемых извержений – это типичные для Ключевского вулкана глиноземистые андезибазальты нормальной щелочности (в мас. %): SiO₂ от 51.6 до 53.2, MgO от 5.5 до 6.0, Al₂O₃ от 16.6 до 17.7, (Na₂O + K₂O) от 3.9 до 4.1. Точки вершинных извержений 2016 г. и 2020–2021 г. лежат на общем тренде вершинных исторических извержений Ключевского вулкана и очень близки друг к другу. Они относительно богаче FeO и CaO и беднее K₂O, Na₂O и P₂O₅ по сравнению с предшествующими историческими извержениями.

Лавы прорыва им. Г.С. Горшкова имеют заметный разброс в содержании SiO₂ – от 51.6 до 53.2 мас. %. Петрографически более мафические разности лав прорыва отличаются от более кислых меньшей пористостью и более свежим стеклом в основной массе породы, а также большим размером вкрапленников плагиоклаза, оливина и клинопироксена. Крайние члены лав прорыва с наибольшим содержанием SiO₂ по составу совпадают с лавами последних вершинных извержений Ключевского вулкана. Остальные точки составов лав прорыва выстраиваются в тренд, в котором с понижением SiO₂ повышается содержание FeO, слегка повышается CaO и падает Al₂O₃, составы остальных оксидов практически не меняются. Содержание MgO в лавах всех последних извержений весьма постоянно (5.5–6.0 мас. %).

Содержание микроэлементов

На спайдер-диаграмме, нормированной на состав примитивной мантии (рис. 4), нанесены составы лав последних двух вершинных извержений Ключевского вулкана и лав прорыва им. Г.С. Горшкова на фоне данных об исторических вершинных и побочных (с 3.5 тыс. лет назад) извержениях. Точки составов лав прорыва им. Г.С. Горшкова тяготеют к верхней границе поля составов лав исторических побочных извержений.

Лавы вершинных извержений 2016 г. и 2020–2021 гг. несколько отклоняются от тренда предыдущих вершинных излияний: лавы 2020–2021 г. обеднены Rb и Sr, но в целом их составы лежат в пределах полей исторических и доисторических извержений Ключевского вулкана.

Дискриминационные диаграммы некогерентных элементов в зависимости от содержания MgO изображены на рис. 5. Вариации содержаний (в ppm): Ba 317–333, Zr 80.5–83.5, Sr 257–292, Rb 9.6–13.7 и Hf 2.21–2.23 показывают тенденцию к резкому обеднению лав последних вершинных извержений в сравнении с вершинными извержениями прошлого, причем по Sr, Rb и Ba от 2016 г. к 2021 г. эта тенденция усиливается. Лавы прорыва им. Г.С. Горшкова имеют небольшое обогащение по Ba (398 – 414 ppm), Zr (90 – 94 ppm) и Hf (2.5 – 2.6 ppm) и обеднение по Sr (296 – 298 ppm) и Rb (14.0 – 15.5 ppm) для MgO = 5.5–6.0 мас. % по сравнению с лавами побочных извержений прошлого.

Извержения 2016 г., 2020–2021 гг. и лавы прорыва им. Г.С. Горшкова имеют повышенное содержание TiO₂ на фоне составов предшествующих базальтов Ключевского вулкана с аналогичным содержанием MgO 5.5–6.0 мас. %.

Изотопные данные

На рис. 6 представлены корреляционные диаграммы для изотопных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, δ¹⁸O. Лавы вершинных извержений 2016 г. и 2020–2021 гг. по изотопному составу Sr, Nd, а также по ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb соответствуют всем более ранним вершинным извержениям Ключевского вулкана. В то же время на диаграмме ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb лавы последних вершинных и побочного извержений показывают более высокие значения, что не наблюдалось для более ранних лав Ключевского вулкана. Изотопные соотношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для лав прорыва им. Г.С. Горшкова оказались систематически выше, чем для лав исторических побочных извержений. Изотопный состав кислорода δ¹⁸O для лав последних извержений Ключевского вулкана находится в пределах значений, определенных для всех предшествующих извержений, на фоне повышенных значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Составы породообразующих минералов и особенности зональности разных генераций плагиоклаза

На сканирующем электронном микроскопе были проанализированы составы фенокристаллов и микролитов плагиоклаза, клинопироксена и оливина, а также участки нераскристаллизованного вулканического стекла в основной массе в двух полированных шлифах из образцов вершинного извержения Ключевского вулкана 2020–2021 г. и побочного прорыва им. Г.С. Горшкова.

В лавах прорыва им. Г.С. Горшкова: состав оливина Fo_68.4–Fo_81.7, магнезиальный номер клинопироксена Mg#_63.7–Mg#_79.7, состав плагиоклаза An₅₅–An₈₃. В лаве вершинного извержения 2020–2021 гг.: состав оливина Fo_67.3–Fo_80.5, магнезиальный номер клинопироксена Mg#_60.7–Mg#_83.0, состав плагиоклаза An₄₈–An₈₆. Диапазоны составов фенокристаллов оливина, клинопироксена и плагиоклаза показаны на рис. 7.

В концентрически зональных кристаллах плагиоклаза, встречающихся в лавах обоих извержений, наблюдается изменение состава от битовнита (An_75–83) к лабрадору (An_50–65) в направлении от ядра к границам кристалла. Составы “осцилляторных” зональностей колеблются в пределах An₅₅–An₇₃. Ядра концентрически зональных кристаллов плагиоклаза имеют неоднородную по составу текстуру (“patchy core”, Viccaro et al., 2010), в которой по неровным границам контактируют более анортитовые (An_74–76) и менее анортитовые (An_57–66) области.

Наиболее широкие вариации составов An_53–55–An_83–86 у генерации плагиоклаза с “ситовой” текстурой, в таких кристаллах также встречаются “осцилляторные” зональности. Кристаллические сростки плагиоклаза по составу также варьируют в широких пределах An_47–55–An_72–80, преимущественный состав микролита смещен в сторону альбитовой компоненты An₄₈–An₆₆. Некоторые микролиты в лавах побочного прорыва им. Г.С. Горшкова имеют резкую зональность с изменением состава от An_75–78 в ядре до An₅₅ на краю зерна.

Обзор представлений о формировании магм вулкана Ключевской

Общие представления о геологическом строении земной коры и верхней мантии, а также об общих свойствах питающей системы Ключевского вулкана с опорой на многолетние исследования разных авторов изложены в работе (Федотов и др., 2010).

Согласно сейсмологическим данным, на глубине около 160 км под Ключевской группой вулканов (КГВ) находится верхняя часть погружающейся Тихоокеанской плиты. В результате дегидратации плиты происходит частичное плавление разогретых перидотитовых пород мантийного клина, и магма путем гравитационной конвекции поднимается в диапирах и астеносферных колонах до глубин ~40 км.

Данные главных и микроэлементов, а также результаты системных Pb-Sr-Nd изотопных исследований разновозрастных базальтов Ключевского вулкана подразумевают, что зарождение магмы в Курило-Камчатской дуге в основном контролируется плавлением флюидонасыщенного мантийного клина, определяющим повышенные величины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и изотопный состав Pb, близкий к мантийному источнику MORB (Kersting, Arculus, 1995). Изотопный состав свинца в лавах КГВ является наименее радиогенным в сравнении с другими сегментами Курило-Камчатской дуги. По мнению (Kayzar et al., 2014), это может быть следствием того, что во время магмообразующих процессов на мантийных уровнях не происходило вовлечение свинца океанических осадков и, напротив, указывает на усиленную ассимиляцию магматическими расплавами вещества нижней коры под Ключевской группой вулканов. При этом выявленные закономерности в десятилетних временных вариациях изотопного состава Pb в лавах на вулкане Ключевской свидетельствуют о существенном изменении в степени такой ассимиляции (Kayzar et al., 2014). Ранее Покровский Б.Г. и Волынец О.Н. (1999) предполагали значительную ассимиляцию коры под ЦКД на основе изучения изотопов кислорода в эффузивах. Исследование ²¹⁰Pb–²²⁶Ra–²³⁰Th–²³⁸U системы лав Ключевского вулкана показывает, что мантийный источник находится под влиянием как добавления флюида из субдуцирующей плиты, так и декомпрессионного плавления под КГВ (Turner et al., 2007).

По геофизическим данным, на глубинах 40–25 км свойства магматической питающей системы вулкана меняются. Здесь на корово-мантийном уровне происходит накопление магм с возможным формированием глубинного магматического очага. Наличие зоны повышенной электропроводности на глубинах 40–20 км интерпретируется как область насыщения флюидами и магматическими расплавами (Мороз Ю., Мороз Г., 2006). Эта область также отмечается множеством слабых длиннопериодных землетрясений, наибольшая концентрация которых наблюдается на глубинах 27–31 км (Горельчик и др., 2001). Возможный генезис глубоких длиннопериодных землетрясений связан с дегазацией водонасыщенных расплавов (Melnik et al., 2020). Здесь происходит образование высокомагнезиальных базальтов (Федотов и др., 2008), которые, по мнению (Хренов и др., 2002), маркируют региональную зону ареального вулканизма в КГВ. На глубинах 25–5 км находится непрерывный вертикальный магматический канал, по которому магма поднимается из промежуточного очага на глубины 5 и менее км в вулканогенно-осадочные слои, подстилающие вулкан, и в его постройку (Федотов и др., 2010). Этот магматический канал маркируется узким, вертикально ориентированным кластером землетрясений (Koulakov et al., 2017). Здесь в значительной мере может происходить формирование базальтов подавляющего числа вершинных и побочных исторических извержений. Наибольший контраст сейсмических скоростей в земной коре на глубинах от 10 до 5 км совпадает с плотным скоплением землетрясений, что может обозначать высвобождение газа в центральном питающем канале, вызванное декомпрессией летучих веществ (Koulakov et al., 2017). Выше глубины 5 км находится верхняя, сложная и очень активная часть питающей системы Ключевского вулкана. В ней имеется вертикальный питающий канал, происходит внедрение многочисленных даек, питающих побочные извержения, возможно формирование периферических магматических очагов. Зона на глубинах 4–2 км обладает повышенной электропроводностью (Мороз Ю., Мороз Г., 2006).

Гравиметрические наблюдения показывают, что Ключевской вулкан находится над разломной зоной, разделяющей поднятый (северо-западный) и опущенный (юго-восточный) блоки кристаллического фундамента (Зубин и др., 1990).

Магмоподводящая система Ключевского вулкана на коровом уровне, согласно одним представлениям, имеет единый питающий канал без крупных промежуточных магматических очагов, что обеспечивает быстрый подъем магм с глубинных (мантийных) уровней к поверхности (Арискин и др., 1995; Озеров, 2019). Полный спектр магматических расплавов Ключевского вулкана (MgO 12–4 мас. %), согласно этой модели, формируется в результате декомпрессионного фракционирования (Ol, Cpx) и смешения родственных расплавов в центральном питающем канале. Присутствие темноцветных высокомагнезиальных минералов в глиноземистых лавах объясняется многократным повторением актов смешения нижних и верхних дочерних порций расплава (Озеров, 2019). Существует два принципиально различных способа выхода магмы на дневную поверхность: по генеральному, постоянно действующему каналу, – через вершинный кратер (4–5 мас. % MgO) и по одноразовым трещинам/каналам – через боковые прорывы (5–12 мас. % MgO).

Напротив, другие исследователи предполагают существование в питающей системе Ключевского вулкана одного или двух относительно крупных промежуточных магматических очагов (Хубуная и др., 2018; Федотов и др., 2010). Высокомагнезиальные и высокоглиноземистые магмы смешиваются в малоглубинном периферическом магматическом очаге (на глубинах 0–4 км). За локализацию и состав извержений отвечает, главным образом, малоглубинный магматический очаг, его вертикальная расслоенность и глубина ответвления от него даек, питающих извержения. В редких случаях более глубинные ответвления от центрального питающего канала и промежуточного магматического очага (h = 35–25 км) приводят к побочным извержениям высокомагнезиальных базальтов. Авторы данной модели выделяют дуализм в изменении содержаний СаО и Аl₂O₃ в оливинах и клинопироксенах умеренно-калиевых высокоглиноземистых и магнезиальных базальтов и андезибазальтов во время кристаллизации, а также присутствие в высокоглиноземистых андезибазальтах всех побочных прорывов высокомагнезиальных минералов, как свидетельство о внедрении глубинной магнезиальной магмы в малоглубинную высокоглиноземистую камеру во время активизации вулкана (Хубуная и др., 2018). Согласно (Mironov et al., 2001), высокоглиноземистые базальты Ключевского вулкана формируются при быстром декомпрессионном подъеме магм к поверхности, сопровождающемся активной дегазацией расплава.

Условия генерации магм

Данные P-T условий кристаллизации плагиоклаза в лавах вершинного и побочного извержений 2020–2021 г. (рис. 8) были рассчитаны для сухих магм (H₂O = 0 мас. % в исходной магме). Температурный диапазон кристаллизации плагиоклазов составил 1210–1118°C для лавы вершинного извержения и 1203–1119°C для лав побочного прорыва им. Г.С. Горшкова. Диапазон давлений кристаллизации плагиоклазов в лавах вершинного извержения 12.3–3.6 кбар, в лавах побочного прорыва 9.0–3.3 кбар. Эти значения находятся в согласии с существующими оценками давления 19.0–1.5 кбар кристаллизации магм Ключевского вулкана (Gavrilenko et al., 2016; Хубуная, Соболев, 1998; Ozerov, 2000). Плагиоклазы с “ситовой” текстурой в лавах обоих извержений начали кристаллизоваться при максимальных давлениях 12.3–9.0 кбар и продолжали далее формироваться во всем диапазоне давлений вплоть до минимальных значений 3.7–3.5 кбар. Концентрически-зональные кристаллы плагиоклаза и гломеропорфировые сростки формировались при 8.5–3.7 кбар в лавах вершинного извержения и при 7.2–3.3 кбар в лавах побочного прорыва им. Г.С. Горшкова. Генерация микролитов в лавах обоих извержений так же, как и 2/3 массы всего плагиоклаза, кристаллизовалась преимущественно в нижнем диапазоне давлений 6.7–3.4 кбар.

Разница в верхней границе давления кристаллизации плагиоклаза между лавами вершинного и побочного извержений говорит о более глубинном зарождении магм вершинного извержения. В свою очередь, широкие вариации давления кристаллизации для некоторых микролитов в лавах побочного прорыва свидетельствуют о высокой скорости подъема магмы в канале на этапе подготовки к извержению.

Вариации химического состава фенокристаллов оливина, клинопироксена и плагиоклаза в лавах вершинного и побочного извержений 2020–2021 гг. (рис. 7) во многом имеют схожий характер, что подтверждает генетическую взаимосвязь магм, питавших вершинное и побочное извержения. Отметим, что для лав побочного прорыва им. Г.С. Горшкова масштаб вариаций химического состава этих минералов несколько ниже. Более высокое давление начала кристаллизации магм вершинного извержения и более широкие вариации химического состава фенокристаллов в них указывают на их первичный (более глубинный) генезис по сравнению с магмами побочного прорыва.

Источники магм

Наблюдаемый линейный тренд на диаграммах Харкера (рис. 3), на который ложатся точки составов лав последних вершинных извержений Ключевского вулкана и лав прорыва им. Г.С. Горшкова, отражает закономерную эволюцию магм в магмоподводящей системе вулкана. Важно заметить, что правая часть тренда с наибольшим содержанием SiO₂ образована точками лав вершинных извержений. Из этого можно заключить, что магматические расплавы вершинных извержений претерпели более длительную эволюцию, которая сопровождалась кристаллизационной дифференциацией в процессе их подъема к поверхности. Это же подтверждают и различия в степени раскристаллизованности вулканического стекла в основной массе и объеме пор в лавах вершинного извержения 2020–2021 гг. и прорыва им. Г.С. Горшкова. Схожие генерации плагиоклаза в лавах вершинного и побочного извержений, сформированные на широком диапазоне глубин, свидетельствуют о генетической взаимосвязи магм вершинного и побочного извержений 2020–2021 гг.

По химическому составу лавы вершинных извержений 2020–2021 г. и 1945 г. в целом близки друг к другу (рис. 3). Однако лавы прорыва им. Г.С. Горшкова представлены более мафическими разностями по сравнению с лавами вершинного извержения. Напротив, лавы прорыва Юбилейный имеют более кислый состав в сравнении с лавами предварявшего его вершинного извержения. Эти различия могут быть следствием разной степени эволюции магм, питавших эти побочные прорывы.

Геохимические характеристики лав последних извержений на спайдер-диаграммах типичны для надсубдукционных базальтов: Ta-Nb минимум, высокие концентрации крупно-ионных элементов и нисходящий тренд высокозарядных элементов (рис. 4). Содержания некогерентных элементов в лавах прорыва им. Г.С. Горшкова значительно выше, чем в лавах последнего вершинного извержения, при постоянном содержании MgO (5.5–6.0 мас. %, рис. 5). Такие глиноземистые магмы прошли достаточно долгий эволюционный путь, и столь явные отличия по ряду несовместимых элементов говорят о возможных процессах коровой контаминации в магмоподводящей системе последнего побочного прорыва.

Распределение некогерентных элементов в лавах всех последних извержений Ключевского вулкана (включая прорыв им. Г.С. Горшкова) имеет отличия от трендов всех предшествующих извержений и указывает на изменения условий в питающей системе вулкана после 2013 г.

На диаграммах отношений некоторых некогерентных элементов друг к другу (рис. 9) прямолинейные тренды лав Ключевского вулкана отражают процессы фракционной кристаллизации в магматической питающей системе. Выпадение из этих трендов лав последних вершинного и побочного извержений, так же как, например, и лав некоторых побочных извержений прошлого (на диаграмме TiO₂–Zr), говорит о возможной ассимиляции коровых пород.

Лавы вершинных извержений 2016 г. и 2020–2021 гг., так же как и лавы предшествующих вершинных извержений, однородны по своим Sr-Nd-Pb изотопно-геохимическим характеристикам. Изотопные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.703625–0.703626), ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (0.513085–0.513102), ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (18.3148–18.3179) последних вершинных извержений наследуют изотопные характеристики вершинных извержений прошлого. Изотопные отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (15.5022–15.5107) и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb (37.9597–38.0143) для лав последних вершинных и побочного извержений значительно выше, чем для лав всех извержений прошлого. Это также говорит об изменениях в питающей системе Ключевского вулкана в последние годы его активности, возможно, о процессах коровой ассимиляции.

Изотопный состав свинца и распределение некогерентных элементов в целом свидетельствует об участии коровых процессов в формировании магм, питавших вершинные извержения 2016 г., 2020–2021 гг. и прорыв им. Г.С. Горшкова. Наиболее отчетливо это демонстрируют данные о вариациях ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, которые указывают на большую интенсивность этого процесса для лав побочного прорыва. На корреляционной диаграмме ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (рис. 6) точки составов лав прорыва им. Г.С. Горшкова вследствие более высоких значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr лежат выше составов других извержений, что интерпретируется как влияние процессов коровой ассимиляции первичных расплавов. На диаграмме MgO–²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb (рис. 10) точки составов лав вершинных извержений попадают в область значений предыдущих вершинных извержений, а точки составов лав прорыва им. Г.С. Горшкова образуют субвертикальный тренд выше поля, объединяющего данные для более ранних лав побочных прорывов.

Диаграмма ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–SiO₂ демонстрирует разнонаправленные тренды лав прорыва им. Г.С. Горшкова и всех предыдущих побочных извержений на Ключевском вулкане. Примечательно, что на этой диаграмме горизонтальный тренд вершинных извержений указывает на процесс фракционной кристаллизации, а восходящий тренд для лав прошлых побочных извержений отражает процесс коровой ассимиляции, характерный ранее для лав Ключевского вулкана. Столь отличающийся тренд для лав прорыва им. Г.С. Горшкова, возможно, говорит о больших глубинах, на которых происходила ассимиляция, поскольку мафические разности лав прорыва уже отличались высокими величинами ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr.

Согласно диаграмме ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr к δ¹⁸O, изотопный состав кислорода в лавах последних извержений Ключевского вулкана отражает общее обогащение изотопом ¹⁸O лав и тефры, извергающихся в пределах ЦКД. Наиболее мафические разности лав прорыва им. Г.С. Горшкова (SiO₂ = 51.6 мас. %) заметно отличаются от наиболее кислых (SiO₂ = = 53.2 мас. %) по значению δ¹⁸O (7.39 и 6.49 ‰ соответственно). Согласно предшествующим исследованиям, существенный масштаб вариаций δ¹⁸O и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в лавах Ключевского вулкана объясняется переплавлением вещества нижней части земной коры, для которой характерны высокие значения δ¹⁸O и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Bindeman et al., 2004). Повышенные значения δ¹⁸O в лавах Ключевского вулкана объясняются взаимодействием примитивных расплавов с литосферной мантией, обогащенной изотопом ¹⁸О в период, когда она была преддуговой частью зоны субдукции (Auer et al., 2009).

Таким образом, учитывая малое расстояние между вершинным кратером Ключевского вулкана и местом прорыва им. Г.С. Горшкова (~3.5 км), гипотеза о разных путях эволюции магм вершинного и побочного извержений (начиная от уровня нижней земной коры) представляется маловероятной. Повышенные значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr относительно типичных для Ключевского вулкана значений δ¹⁸O (рис. 6) указывают на иной источник радиогенного ⁸⁷Sr в лавах прорыва им. Г.С. Горшкова, отличающийся по величине ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr от литосферной мантии. Приведенные в настоящей работе особенности лав и оценки P-T параметров указывают сходство условий формирования магм обоих извержений, что также не поддерживает гипотезу об их разном происхождении.

Другое возможное объяснение отличия лав прорыва им. Г.С. Горшкова по изотопному составу Sr заключается в более интенсивных процессах коровой ассимиляции магм в северо-западной части постройки Ключевского вулкана. За время активизации побочных извержений (начиная с 3.5 тыс. лет назад) можно предположить, что сформировались хорошо проработанные пути поступления магматических расплавов к поверхности на юго-восточном и северо-восточном склонах вулкана. В результате “бронирования” стенок этих каналов предыдущими расплавами степень ассимиляции новых порций расплава должна уменьшаться со временем. На северо-западном же склоне вулкана проработка таких магмоподводящих каналов не происходила. Как следствие, отличие изотопных и геохимических характеристик лав прорыва им. Г.С. Горшкова от всех других побочных извержений (в том числе прорыва Юбилейный) (рис. 5, 6, 8, 9) отражает большую степень взаимодействия расплавов с фундаментом северо-западного сектора постройки вулкана. Аргументом в пользу ассимиляции Sr с более радиогенным составом из пород фундамента в северо-западном секторе вулкана может служить тот факт, что Ключевской вулкан расположен на восточной границе Хавывенского погребенного поднятия, которое включает метаморфизованные осадочные отложения Хавывенской серии (Апрелков, Ольшанская, 1989). Стронций пород этой серии отличается повышенным содержанием ⁸⁷Sr, а величина ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr варьирует от 0.70421 до 0.70862 (Тарарин и др., 2007, 2010).

В работе (Koulakov et al., 2017) интерпретируются аномалии сейсмических скоростей V_p/V_s до глубин 2–4 км под вулканом Ключевской как неглубокие резервуары магмы или области насыщения флюидами и расплавами. К этому моменту в северо-западном секторе постройки уже могло существовать такое некрупное магматическое тело (линза). Если оно продолжительное время взаимодействовало с осадочными породами фундамента, то магматические расплавы могли ассимилировать из них часть Sr и некоторых некогерентных элементов.

Ниже предложен возможный сценарий, описывающий эволюцию расплава в магмоподводящей системе Ключевского вулкана на время вершинного и побочного извержений в 2020–2021 гг. Он учитывает схожесть петрографического облика лав и вариаций химического состава фенокристаллов в них, и вместе с тем объясняет наблюдаемые изотопные и геохимические различия в лавах двух извержений.

На заключительной стадии вершинного извержения произошло резкое снижение уровня магмы в центральном магмоподводящем канале. Возможные механизмы питания вершинных извержений, изменения циклов активности, вызванные динамикой поступления расплавов и газов, смоделированы в работе (Озеров, 2010). Началось внедрение магмы из центрального магмоподводящего канала в толщу пород в северо-западном секторе вулкана. Миграция магмы в северо-западном направлении в конце вершинного извержения и в начале извержения прорыва им. Г.С. Горшкова подтверждается отчетливым смещением в плане источника вулканического дрожания от вершины Ключевского вулкана в сторону побочного прорыва (Сенюков и др., 2021). Затем магма, поступившая из центрального питающего канала, смешалась с существующими порциями расплава в северо-западном секторе. В результате смешения образовался источник магмы с высоким значением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и повышенными содержаниями некоторых редких элементов. На завершающем этапе произошел прорыв магмы на поверхность на северо-западном склоне с образованием шлакового конуса и лавовых потоков.