Вулканология и сейсмология, 2020, № 4, стр. 40-56
Минералого-геохимические свойства прикратерной тефры вулкана Эребус (Антарктида) из материалов извержения 2000 г.
В. И. Силаев a, *, Г. А. Карпов b, **, В. Н. Филиппов a, Б. А. Макеев a, С. Н. Шанина a, А. Ф. Хазов a, К. В. Тарасов b
a Институт геологии им. Юшкина ФИЦ Коми НЦ УрО РАН
167982 Сыктывкар, ул. Первомайская, 54, Россия
b Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
683006 Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9, Россия
* E-mail: silaev@geo.komisc.ru
** E-mail: karpovga@ksnet.ru
Поступила в редакцию 12.11.2019
После доработки 05.02.2020
Принята к публикации 31.03.2020
Аннотация
Впервые проведены комплексные петролого-минералого-геохимические исследования прикратерной тефры с крупнейшего на Земле внутриплитного стратовулкана Эребус, характеризующегося уникальной базанит-фонолитовой линией эффузивов. Исследованы гранулометрический и химический составы тефры и содержание в ней микроэлементов, минерально-фазовый состав, капсулированные в тефре литогенные газы, атомарно рассеянное углеродное вещество и изотопный состав в нем углерода. Сделан вывод о том, что исследованную тефру можно трактовать как эксплозивный аналог лавовых анортоклазовых фонолитов, завершающих непрерывную серию магматических дифференциатов, известную как линия Эребуса.
ВВЕДЕНИЕ
Эребус (рис. 1) – активный внутриплитный стратовулкан (вулканический остров Росса, 77°32′ ю.ш., 167°17′ в.д.), расположенный на тонкой (17–25 км) континентальной коре, и приуроченный к краю Западно-Антарктической рифтовой системы [Kyle et al., 1992; Encyclopedia …, 1999]. Возраст вулкана – 1.3 млн лет, зарегистрированная активность приходится на последние 172 тыс. лет (поздний плейстоцен–настоящее время). В этот период произошло множество, преимущественно, эффузивных извержений с экстремумами активности в интервалах 95 ± 9… 76 ± 4 и 27 ± 3 … 21 ± 4 тыс. лет [Harpel et al., 2004; Esser et al., 2004; Kelly et al., 2008]. Соответствующие лавы по составу образуют практически непрерывную серию магматической дифференциации – так называемую линию Эребуса – в последовательности: базаниты (оливиновые тефриты) → → фонотефриты → тефрофонолиты → анортоклазовые фонолиты [Iacovino et al., 2013; Iverson et al., 2014]. Доля фонолитовой фракции в серии оценивается в 20–30%. В качестве породообразующих в лавах установлены оливин состава от Fa55–88 в базанитах до Fa43–51 в фонотефритах; эгирин-авгит; ульвит-магнетит Mn–Mg–Al–Cr-содержащий; гексагональный пирротин состава Fe0.96–1S, локализующийся в интерстициях магнетита; полевые шпаты состава от ортоклаз-альбит-анортита в базанитах до анортит-ортоклаз-альбита в фонолитах; нефелин, накапливающийся в направлении от базанитов до фонотефритов. Использование магнетит-ильменитового термометра дает температуру кристаллизующейся базанитовой лавы в 1081 ± 12°С [Kyle et al., 1992].
В течение последних 40 тыс. лет, т.е. практически на протяжении всего квартера на Эребусе наблюдается устойчиво фонолитовый состав извержений. С 1970-х гг. этот вулкан находится в активной стадии, с постоянным существованием лавового озера в кратере и периодическими выбросами пирокластики [Тазиев, 1987].
Кроме того, на Эребусе выявлены лавовые трахиты, которые считаются особой побочной магматической деривацией, образовавшейся в результате комбинированной ассимиляционно-фракционной кристаллизации.
На основании петрологических и геохимических данных предполагается, что образование исходных базанитовых расплавов на Эребусе происходит за счет 2% плавления перидотита в пульсирующем выступе (плюме) истощенной астеносферной мантии, расположенном непосредственно под вулканом. Диаметр плюма оценивается примерно в 40 км [Kyle et al., 1992]. Полученные для эффузивных пород Эребуса изотопные коэффициенты 87Sr/86Sr = = 0.702984 ± 0.000028 и 143Nd/144Nd = 0.5102 ± 0.0019 характерны для кайнозойских западно-антарктических рифтовых вулканов [Panter et al., 2006] и вообще для OIB-базальтов. Предполагается, что каждая генерация базанитов на Эребусе происходит из новой порции мантийных выплавок, последующая фракционная дифференциация базанитового расплава осуществляется при высокой температуре и в относительно сухих условиях [Iverson et al., 2014].
Для лавовых трахитов указывается более высокое значение коэффициента 87Sr/86Sr = 0.70425, что подтверждает предположение об их образовании в результате комбинированной ассимиляционно-фракционной кристаллизации.
Эксплозивные события в истории Эребуса отмечаются гораздо реже, наиболее надежно датируясь в интервалах 77–56, 46–32, 18–10 тыс. лет. Следы таких извержений обнаружены в ледяных кернах, по которым прослежены до 14 датированных и 20 пока недатированных слоев тефры. Все это свидетельствует о том, что эксплозивная деятельность Эребуса сильно уступает эффузивной активности и происходит дискретно, но в целом на протяжении всей зарегистрированной истории извержений [Harpel et al., 2004]. Самый поздний период эффузивной и эксплозивной активности Эребуса начался в 1972 г., открыв современную эпоху систематических исследований продуктов кайнозойского вулканизма в Антарктике [Kyle, Jazek, 1978; Stothers, Rampino, 1983].
ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Объектом наших исследований послужила небольшая проба относительно свежего светлоокрашенного пепла, отнесенного к извержению 2000 г. и отобранного Ф.Р. Кайлом на кромке кратера Эребуса. Частицы в образце характеризуются, преимущественно, вытянутой формой, варьируясь по размеру от 200 до 1000 мкм (рис. 2). В ходе исследований пробы применялись следующие методы: оптическая микроскопия (компьютеризированный комплекс OLYMPUS BX51); рентгеновская дифрактометрия (Shimadzu XRD-6000); аналитическая сканирующая электронная микроскопия (JSM-6400 c ЭД и волновым спектрометрами); масс-спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой (Perkin Elmer ELAN 9000; рентгенофлуоресцентный анализ (Shimadzu XRF-1800); изотопная спектрометрия (Delta V+ (Finnigan) с элементным анализатором Flash EA-HT 1112 и газовым коммутатором Confo IV); газовая хроматография (“Цвет-800” с пиролитической приставкой). Анализ на микроэлементы проводился в ЦКП “Геоаналитик” Института геологии и геохимии УрО РАН (г. Екатеринбург), остальные определения осуществлены в ЦКП “Геонаука” Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар).
ГАБИТУС И РАЗМЕРЫ ЧАСТИЦ
По морфологии и размеру частицы в исследуемом образце пепла подразделяются на четыре типа (табл. 1). К первому типу отнесены наиболее крупные, вытянутые (с коэффициентом удлинения 2.5–3) субпризматические формы, представляющие собой сростки множества волосоподобных субиндивидов толщиной 10–30 мкм (рис. 3а–3е). В торцах таких частиц наблюдаются довольно глубокие полости, субпараллельно ориентированные своими осями по длине субиндивидов и очень похожие на газовые пузыри, образующиеся при дегазации застывающих расплавов (см. рис. 3д, 3е). Вытянутость таких полостей вдоль простирания субиндивидов-волокон в частицах вполне согласуется с выдвинутой идеей их происхождения. Второй тип образуют несколько более мелкие и менее вытянутые (коэффициент удлинения 1.3–1.7) угловато-комковатые частицы с гладкостенными изометричными и овальными полостями, еще более похожими на пузыри, потерявшие со временем газы.
Таблица 1.
Тип частиц | Частицы | Длина, мкм | Ширина, мкм | Коэффициент вытянутости |
---|---|---|---|---|
I | Субпризматические | 1396 ± 612 (44%) | 475 ± 227 (48%) | 2.79 ± 0.3 (11%) |
Волосовидные субин-дивиды, толщина | 21 ± 11 (53%) | |||
Пузырьки | 22 ± 19 (86%) | 14 ± 15 (107%) | 2.3 ± 1.5 (65%) | |
II | Угловато-комковатые | 716 ± 290 (49%) | 471 ± 243 (89%) | 1.49 ± 0.13 (9%) |
Пузырьки | 113 ± 74.6 (66%) | 42.6 ± 15.9 (37%) | 2.68 ± 1.54 (57%) | |
III | Рогульчатые | 569 ± 155 (27%) | 397 ± 70 (18%) | 1.42 ± 0.14 (10%) |
Крупные пузырьки | 25 ± 2 (8%) | 15 ± 9 (65%) | 2.5 ± 1.9 (76%) | |
Мелкие пузырьки | 2.6 ± 1.25 (48%) | 1.7 ± 1.14 (67%) | 1.68 ± 0.37 (22%) | |
IV | Пластинчатые | 573 ± 346 (60%) | 302 ± 177 (59%) | 4.66 ± 4.15 (89%) |
В качестве третьего типа выступают многочисленные рогульчатые частицы (рис. 4а–4е), по размеру и степени удлинения сопоставимые с угловато-комковатыми частицами. Для них тоже характерны пузырьки, но контрастные по размеру – от относительно крупных в 20–30 мкм вытянутых до мелких в 1–5 мкм более овально-округлых. Наконец, к четвертому типу мы отнесли едва ли не преобладающие по частоте встречаемости пластинчатые формы с мелко ступенчатыми латеральными плоскостями (см. рис. 4ж–4м). На таких частицах пузырьки встречаются очень редко.
Следует подчеркнуть, что приведенные выше данные по исследуемому образцу тефры хорошо согласуются с данными [Kyle, Jazek, 1978; Iverson et al., 2014] по пеплам из кернов со станции Бэрд (Земля Мэри Бэрд) на западном антарктическом ледяном покрове, полученных с высоты 2154 м.
ХИМИЗМ, МИКРОЭЛЕМЕНТЫ И ЛИТОГЕННЫЕ ГАЗЫ
По валовому химическому составу исследуемая тефра отвечает анортоклазовому фонолиту с сильной прямой корреляцией (r = 0.61) между содержаниями Na2O и K2O (табл. 2). При этом она отличается от лавовых фонолитов несколько большей щелочностью. Тем не менее, анализируемая тефра вполне вписывается в генеральную линию кристаллизационной дифференциации лав Эребуса (рис. 5). Анализ стеклофазы в тефре показал, что она гораздо более кислая, чем валовый состав, варьируясь в последовательности: кислые фонолиты → щелочные трахиты → трахиты → трахириодациты → трахидациты → трахириолиты. Кроме того, в единичных случаях обнаруживается стеклофаза трахиандезитового состава. Таким образом, выявляется значительная дифференцированность химического состава тефры на более кислую, чем в целом фонолит, стеклофазу и микролитовую полевошпатовую фракцию.
Таблица 2.
№ п/п | SiO2 | TiO2 | ZrO2 | Al2O3 | Fe2O3 | Y2O3 | ZnO | MnO | MgO |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
1 | 52.25 | 0.78 | 0.17 | 21.45 | 6.07 | 0.01 | 0.02 | 0.31 | 1.06 |
2 | 58.20 | 1.05 | Н. о. | 18.51 | 5.87 | Н. о. | Н. о. | 0.38 | Н. о. |
3 | 59.03 | 1.15 | » | 17.72 | 6.27 | » | » | Н. о. | » |
4 | 61.41 | 1.09 | » | 17.28 | 5.93 | » | » | 0.40 | » |
5 | 64.53 | 0.94 | » | 15.01 | 5.55 | » | » | 0.45 | » |
6 | 58.31 | 1.57 | » | 17.76 | 7.18 | » | » | » | |
7 | 64.76 | 1.10 | » | 10.81 | 5.75 | » | » | » | |
8 | 70.30 | 1.19 | » | 11.52 | 3.99 | » | » | 0.37 | » |
9 | 74.96 | 1.14 | » | 9.91 | 3.53 | » | » | 0.47 | » |
10 | 75.40 | 1.42 | » | 8.69 | 3.90 | » | » | Н. о. | » |
11 | 56.84 | 1.08 | » | 17.2 | 6.66 | » | » | 0.41 | » |
12 | 57.13 | 1.10 | » | 18.61 | 7.56 | » | » | Н. о. | » |
13 | 57.92 | 1.11 | » | 17.86 | 7.46 | » | » | » | » |
14 | 59.55 | 1.35 | » | 17.50 | 6.04 | » | » | » | » |
15 | 71.77 | 1.32 | » | 7.84 | 7.67 | » | » | » | » |
16 | 85.98 | 1.36 | » | 4.98 | 4.08 | » | » | » | » |
17 | 86.56 | 1.63 | » | 4.23 | 3.98 | » | » | 0.41 | » |
18 | 59.51 | 1.36 | » | 16.58 | 8.45 | » | » | Н. о. | » |
19 | 57.26 | 1.38 | » | 17.75 | 7.12 | » | » | » | |
20 | 57.18 | 1.18 | » | 17.89 | 7.66 | » | » | 0.51 | » |
21 | 58.43 | 1.21 | » | 18.24 | 6.63 | » | » | 0.39 | » |
22 | 57.76 | 1.22 | » | 18.89 | 6.82 | » | » | 0.55 | » |
23 | 57.94 | 0.92 | » | 17.35 | 6.39 | » | » | Н. о. | » |
24 | 58.22 | 1.10 | » | 18.16 | 7.09 | » | » | » | » |
25 | 58.12 | 1.29 | » | 17.92 | 7.74 | » | » | » | » |
26 | 58.75 | 1.26 | » | 17.75 | 6.95 | » | » | 0.48 | » |
27 | 59.55 | 1.30 | » | 19.36 | 6.36 | » | » | Н. о. | » |
28 | 57.26 | 1.66 | » | 17.75 | 8.09 | » | » | » | » |
29 | 56.51 | 1.41 | » | 16.99 | 7.76 | » | » | » | » |
30 | 62.63 | 1.14 | » | 14.53 | 6.0 | » | » | » | » |
31 | 62.73 | 1.44 | » | 13.65 | 5.93 | » | » | 0.44 | » |
32 | 59.14 | 1.50 | » | 16.85 | 7.63 | » | » | 0.43 | » |
33 | 58.48 | 1.03 | » | 18.14 | 6.86 | » | » | Н. о. | » |
№ п/п | CaO | SrO | Na2O | K2O | Rb2O | Nb2O5 | P2O5 | SO3 | Cl |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
1 | 2.88 | 0.02 | 7.08 | 7.19 | 0.35 | 0.28 | 0.35 | 0.28 | Н. о. |
2 | 1.94 | Н. о. | 8.51 | 5.29 | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | 0.25 |
3 | 1.90 | » | 7.57 | 6.36 | » | » | » | » | Н. о. |
4 | 1.85 | » | 6.50 | 5.54 | » | » | » | » | |
5 | 1.70 | » | 6.66 | 4.92 | » | » | » | » | 0.24 |
6 | 2.02 | » | 6.94 | 6.22 | » | » | » | » | Н. о. |
7 | 2.22 | » | 9.66 | 5.44 | » | » | » | » | 0.26 |
8 | 1.66 | » | 5.47 | 4.20 | » | » | » | 1.02 | 0.28 |
9 | 1.31 | » | 4.90 | 3.48 | » | » | » | Н. о. | 0.30 |
10 | 1.12 | » | 5.21 | 3.32 | » | » | » | 0.62 | 0.32 |
11 | 2.06 | » | 9.08 | 5.76 | » | » | 0.72 | Н. о. | 0.19 |
12 | 1.96 | » | 7.56 | 5.80 | » | » | Н. о. | » | 0.28 |
13 | 2.15 | » | 7.04 | 6.22 | » | » | » | » | 0.24 |
14 | 1.79 | » | 7.79 | 5.98 | » | » | » | » | Н. о. |
15 | 3.57 | » | 3.69 | 2.40 | » | » | » | 1.43 | 0.31 |
16 | 0.50 | » | Н. о. | 1.97 | » | » | » | 0.60 | 0.53 |
17 | 0.41 | » | '' | 1.58 | » | » | » | 0.69 | 0.51 |
18 | 1.84 | » | 5.91 | 6.35 | » | » | » | Н. о. | Н. о. |
19 | 2.13 | » | 7.51 | 6.29 | » | » | » | 0.27 | 0.29 |
20 | 2.26 | » | 6.73 | 6.59 | » | » | » | Н. о. | Н. о. |
21 | 2.04 | » | 7.05 | 5.73 | » | » | » | » | 0.28 |
22 | 2.12 | » | 6.71 | 5.93 | » | » | » | » | |
23 | 2.37 | » | 8.77 | 6.05 | » | » | » | » | 0.21 |
24 | 2.17 | » | 6.53 | 6.47 | » | » | » | » | 0.26 |
25 | 2.28 | » | 6.15 | 6.50 | » | » | » | » | Н. о. |
26 | 1.80 | » | 6.57 | 6.18 | » | » | » | » | 0.26 |
27 | 1.83 | » | 6.83 | 5.46 | » | » | » | » | Н. о. |
28 | 2.23 | » | 6.24 | 6.53 | » | » | » | » | 0.24 |
29 | 2.07 | » | 2.07 | 6.81 | » | » | » | » | Н. о. |
30 | 1.65 | » | 9.08 | 4.97 | » | » | » | » | » |
31 | 2.39 | » | 6.36 | 5.32 | » | » | » | 1.42 | 0.32 |
32 | 1.91 | » | 5.51 | 7.03 | » | » | » | Н. о. | Н. о. |
33 | 1.76 | » | 7.24 | 6.49 | » | » | » | » | » |
В составе исследуемой тефры обнаружен 51 микроэлемент, включая 14 лантаноидов (табл. 3). Суммарное содержание микроэлементов колеблется в пределах 3765–4425 г/т, сумма лантаноидов составляет 626 ± 106 г/т. По ассортименту микроэлементов исследуемая тефра аналогична лавовым вулканитам на Эребусе, которые демонстрируют довольно плавный и непрерывный рост концентраций и изменение пропорций в пользу щелочных, щелочноземельных и редкоземельных элементов в направлении от базанитов к фонолитам [Kelly et al., 2007]. По средней сумме микроэлементов тефра примерно совпадает с лавовыми фонолитами, но превосходит базаниты, фонотефриты-тефрофонолиты и трахиты соответственно в 1.34, 1.23 и 1.43 раза. По сумме лантаноидов тефра превосходит базаниты, фонотефриты и тефрифонолиты в 1.6 раз, а лавовые фонолиты – в 1.3 раза. Тренд хондритнормированных концентраций лантаноидов в тефре в целом близок к таковому в лавах от базанитов до фонолитов, но отличается присутствием на кривых тефры небольшого Eu-минимума. На спайдер-диаграмме для тефры выявляется дефицит совместимого с базальтоидами Sr и, напротив, значительный избыток несовместимых элементов – Rb, Zr, Y, Th, U, тяжелые лантаноиды (рис. 6). На диаграммах Th–Hf–Ta [Wood, 1980] и Ta/Yb–Th/Yb [Boynton, 1984], а также на диаграмме Zr–Zr/Y точка состава тефры определенно попадает в поля внутриплитной геодинамической обстановки.
Таблица 3.
Эле-менты | Тефра | Лавы | |||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
1 | 2 | 3 | 4 | cреднее ± СКО | 5 | 6 | 7 | 8 | |
Li | 17 | 31 | 28 | 30 | 26.5 ± 6.455 | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Rb | 260 | 140 | 138 | 141 | 169.75 ± 60.179 | 40.333 ± 0.577 | 70.4 ± 11.442 | 102.8 ± 3.194 | 146.5 ± 20.506 |
Tl | 0.5 | Не обн. | Не обн. | Не обн. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Cs | 1.3 | 1.6 | 1.79 | 1.93 | 1.655 ± 0.273 | 0.393 ± 0.012 | 0.696 ± 0.149 | 1.22 ± 0.102 | 2.815 ± 1.237 |
Be | 5.4 | 10 | 10 | 11 | 9.1 ± 2.51 | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Sr | 230 | 279 | 261 | 253 | 255.75 ± 20.32 | 1286.667 ± 161.769 | 1157.7 ± 185.796 | 869.6 ± 87.928 | 47 ± 48.043 |
Ba | 310 | 500 | 460 | 449 | 429.75 ± 82.786 | 606.667 ± 106.359 | 820.7 ± 154.726 | 1086.4 ± 65.198 | 557.5 ± 358.503 |
Co | 21 | 2 | 2 | 2.3 | 6.825 ± 9.451 | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Ni | 2 | Не обн. | Не обн. | Не обн. | Не опр. | 28.667 ± 29.771 | 10.2 ± 6.529 | 7 ± 1.225 | 8 ± 1.414 |
Cu | 6 | » | » | » | 1.5 ± 3 | 29.333 ± 11.846 | 25.7 ± 15.355 | 10.6 ± 1.342 | 8.5 ± 0.707 |
Zn | 90 | 173 | 160 | 167 | 147.5 ± 39 | 109.667 ± 4.933 | 113.8 ± 15.411 | 128.4 ± 24.724 | 222.5 ± 65.76 |
Pb | 4 | 14 | 6 | 7 | 7.75 ± 4.349 | 3.5 ± 0.5 | 3.7 ± 0.949 | 3.9 ± 0.742 | 23.5 ± 10.607 |
Cd | 0.5 | Не обн. | Не обн. | Не обн. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Sn | 5 | » | » | » | 0.125 ± 0.25 | » | » | » | » |
Mo | 19 | » | » | » | 4.75 ± 9.5 | » | » | » | » |
Ag | 8 | » | » | » | 2 ± 4 | » | » | » | » |
Y | 70 | 66 | 76 | 83 | 73.75 ± 7.411 | 40.667 ± 3.512 | 44.9 ± 5.131 | 59.2 ± 7.463 | 81.5 ± 44.849 |
Zr | 1600 | 1419 | 1592 | 1580 | 1547.75 ± 86.226 | 356 ± 8.185 | 568.7 ± 104.045 | 921 ± 37.596 | 1027 ± 82.024 |
Nb | 390 | 362 | 414 | 407 | 393.25 ± 23.143 | 122.667 ± 10.408 | 175.9 ± 20.475 | 251.6 ± 10.237 | 245 ± 18.385 |
Ga | 23 | 33 | 31 | 34 | 30.25 ± 4.992 | 21.333 ± 0.577 | 23.8 ± 1.317 | 28 ± 0.707 | 32 ± 1.414 |
Ge | 0.8 | Не обн. | Не обн. | Не обн. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Sc | 3.5 | » | 5 | 4.9 | 3.35 ± 2.336 | 14.2 ± 5.283 | 6.452 ± 3.363 | 3.272 ± 0.93 | 4.13 ± 1.895 |
V | 5 | » | 2 | 2.4 | 2.35 ± 2.055 | 220.667 ± 61.256 | 69.3 ± 49.867 | 18 ± 10 | 9 ± 1.414 |
Cr | 0.2 | » | Не обн. | Не обн. | Не опр. | 55.333 ± 65.286 | 13.25 ± 20.291 | 2.3 ± 0.447 | 1.5 ± 0.707 |
Hf | 20 | 2.95 | 31.3 | 30.8 | 21.263 ± 13.275 | 8.003 ± 0.435 | 11.94 ± 2.582 | 20.2 ± 1.134 | 23.35 ± 2.616 |
Ta | 15 | 21.4 | 23.1 | 23.1 | 20.65 ± 3.851 | 7.13 ± 0.493 | 10.263 ± 1.319 | 14.7 ± 0.561 | 13.55 ±1.485 |
W | 3.2 | Не обн. | Не обн. | Не обн. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Th | 19.6 | 27.5 | 29.8 | 30.4 | 26.825 ± 4.98 | 6.967 ± 0.321 | 12.39 ± 2.088 | 18.46 ± 0.673 | 23.4 ± 2.828 |
U | 6 | 7.3 | 8.8 | 9.1 | 7.8 ± 1.435 | 1.833 ± 0.208 | 3.62 ± 0.987 | 5.54 ± 0.684 | 7.4 ± 0.707 |
La | 110 | 161 | 153 | 166 | 147.5 ± 25.567 | 75.433 ± 4.844 | 99.59 ± 12.095 | 119.02 ± 12.515 | 148.55 ± 23.122 |
Ce | 220 | 304 | 294 | 319 | 282 ± 41.857 | 161.467 ± 10.484 | 203.25 ± 22.887 | 248.22 ± 27.437 | 296.75 ± 40.093 |
Pr | 22 | 33 | 32 | 34 | 30.25 ± 5.56 | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Nd | 70 | 109 | 103 | 113 | 98.75 ± 19.62 | 76 ± 9 | 87.3 ± 11.567 | 95.4 ± 13.465 | 127 ± 25.456 |
Sm | 12 | 17.8 | 17.7 | 19.3 | 16.7 ± 3.218 | 13.393 ± 0.82 | 55.619 ± 88.293 | 14.628 ± 2.107 | 19.015 ± 2.807 |
Eu | 2.4 | 3.71 | 3.56 | 3.72 | 3.347 ± 0.636 | 3.94 ± 0.27 | 3.922 ± 0.412 | 4.69 ± 0.429 | 3.135 ± 0.318 |
Gd | 11 | 13.05 | 13.56 | 15.4 | 13.252 ± 1.809 | » | » | » | » |
Tb | 1.4 | 2.1 | 2.24 | 2.45 | 2.047 ± 0.455 | 1.483 ± 0.133 | 1.58 ± 0.199 | 1.882 ± 0.24 | 2.525 ± 0.488 |
Dy | 9 | 12.7 | 12.7 | 13.8 | 12.05 ± 2.098 | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Ho | 1.7 | 2.52 | 2.56 | 2.75 | 2.387 ± 0.456 | » | » | » | » |
Er | 5 | 7.2 | 7.39 | 7.76 | 6.831 ± 1.247 | » | » | » | » |
Tm | 0.7 | 1.1 | 1.13 | 1.19 | 1.03 ± 0.223 | » | » | » | » |
Yb | 4.8 | 7.3 | 7.16 | 7.4 | 6.66 ± 1.24 | 2.86 ± 0.31 | 3.593 ± 0.576 | 5.352 ± 0.524 | 7.095 ± 1.11 |
Lu | 0.7 | 1.11 | 1.12 | 1.15 | 2.595 ± 2.937 | 0.44 ± 0.04 | 0.533 ± 0.81 | 0.808 ± 0.006 | 1.05 ± 0.17 |
P | 800 | Не обн. | Не обн. | Не обн. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
S | 0.8 | » | » | » | » | » | » | » | » |
Te | 1.8 | » | » | » | » | » | » | » | » |
As | 6.2 | » | » | » | » | 0.833 ± 0.289 | 1.35 ± 0.412 | 1.1 ± 0.0548 | 2.85 ± 1.343 |
Se | 0.9 | » | » | » | » | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
Sb | 0.4 | » | » | » | » | 0.067 ± 0.029 | 0.14 ± 0.084 | 0.27 ± 0.045 | 0.4 ± 0.141 |
Bi | 0.009 | » | » | » | » | Не опр. | Не опр. | Не опр. | Не опр. |
B | 8 | » | » | » | » | » | » | » | » |
Примечание. Определение методом растворения с последующим ИСП-МС. Анализы: 1 – ЦКП УрО РАН “Геоаналитик”, Екатеринбург; 2–4 – государственный университет Арканзаса, США. Значения концентраций: среднее ± СКО. Данные по лавам заимствованы из [Kyle et al., 1992], 5–8 – соответственно базаниты, фонотефриты и тефрифонолиты, анортоклазовые фонолиты, трахиты.
С позиции теории геохимической дифференциации по Ю.Г. Щербакову [Щербаков, 1965, 1976, 1982] в рамках лавовой линии Эребуса в направлении от базанитов к фонолитам выявляется сильный и упорядоченный тренд увеличения концентрации центробежных и дефицитно-центробежных элементов, компенсирующий уменьшение концентрации центростремительных и минимально центробежных элементов. Это, безусловно, подтверждает факт образования линии Эребуса в результате единого процесса магматической дифференциации. Лавовые трахиты на этом фоне обнаруживают противоречивые свойства. По концентрации центробежных и минимально-центробежных элементов они отвечают фонотефритам и тефрифонолитам, а по концентрации центростремительных и минимально-центробежных элементов – фонолитам. Такой результат не является неожиданным, поскольку соответствует ранее сделанным выводам американских вулканологов о специфичном происхождении трахитов на Эребусе.
Массовое проявление в микроскульптуре частиц исследуемой тефры пузырьков дегазации свидетельствует о значительной газонасыщенности первоначального расплава. Проведенный нами анализ выявил в составе литогенной газовой фазы широкую ассоциацию компонентов, включающую как неорганические газы, так и множество углеводородов в диапазоне алканов и алкенов С1–С4 (табл. 4). Судя по экспериментальным данным [Iacovino et al., 2013], способность лав линии Эребуса растворять вулканические газы действительно высокая, но быстро падающая с уменьшением давления уже в диапазоне 700–400 МПа. При этом именно в лавовых фонотефритах содержание растворенных газов становится минимальным – примерно на уровне 0.2–0.3% по Н2О и 0.05–0.2% по СО2, что почти совпадает с полученными нами данными по тефре – Н2О примерно 0.15%, (СО + СО2) – 0.02%. Несколько более низкие значения содержания газов в исследуемой тефре отражают, очевидно, ее эксплозивное происхождение.
Таблица 4.
Компоненты | Нагревание до 400°С | Нагревание в интервале 400–1000°С | Сумма |
---|---|---|---|
N2 | Не обн. | 24.41/1.39 | 24.41/0.45 |
H2O | 3569/98.179 | 1479/84.18 | 5048/93.56 |
CO2 | 66.11/1.819 | 181.64/10.32 | 247.75/4.59 |
CO | Не обн. | 38.96/2.21 | 38.96/0.72 |
CH4 | 0.082/0.002 | 14.09/0.8 | 14.172/0.26 |
C2H4 | Не обн. | 8.77/0.5 | 8.77/0.16 |
C2H6 | » | 2.67/0.15 | 2.67/0.05 |
C3H6 | » | 6.58/0.37 | 6.58/0.12 |
C3H8 | » | 1.72/0.1 | 1.72/0.03 |
C4H8 | » | 1.10/0.06 | 1.10/0.02 |
nС4O10 | » | 0.21/0.01 | 0.21/0.004 |
iС4O10 | » | 1.04/0.06 | 1.04/0.02 |
Сумма | 3635.192/100 | 1760.19/100 | 5395.382/100 |
С петрологических позиций состав литогенных газов, выявленных в тефре с Эребуса, коррелируется с составом газов в продуктах корово-мантийных взаимодействий, причем со значительным приближением к собственно мантийным образованиям. На это указывают значительная доля в пиролизате угарного газа (рис. 7а) и преобладание углеводородов С2–С4 над метаном (см. рис. 7б). Кроме того, тефра с Эребуса по составу углеводородов в пиролизате близка к андезибазальтовым лавам Толбачинского извержения 2012–2013 гг. (см. рис. 7в), что свидетельствует об обусловленности состава литогенных газов в продуктах вулканизма не столько составом и фациальной природой последних, сколько глубинностью источников вещества.
МИНЕРАЛЬНО-ФАЗОВЫЙ СОСТАВ
На рентгеновской дифрактограмме тефры с Эребуса в области углов 2Ө 22°–37° регистрируется широкая полоса излучения (FWHM = 11°), максимум которого приходится на 26.7°, что соответствует d/n = 3.3 Å. Это отвечает вулканическому стеклу. В области экстремума полосы наблюдаются два узких рефлекса – 3.34 и 3.22 Å, указывающие на незначительную примесь соответственно кварца и полевого шпата. Таким образом, рентгеновские данные в сочетании с результатами аналитической СЭМ свидетельствуют о том, что исследуемая тефра в основном сложена стеклом среднего-кислого состава. В качестве незначительной примеси в этом стекле присутствует множество микроминералов, в число которых, кроме полевых шпатов и кварца, входят кислородные соли, магнетит, рутил, пирит, самородные металлы, хлориды. Все эти минералы образуют парагенезис, весьма характерный именно для эксплозивной фации кайнозойского вулканизма [Карпов и др., 2017].
Полевые шпаты в исследуемой тефре (табл. 5) представлены спорадически встречающимся Са-содержащим ортоклазом и резко преобладающим анортоклазом состава (Na0.61‒0.69K0.24–0.31Ca0.06–0.08)[Al0.89–0.92Fe0.15–0.18O8]. По минальному составу последний минерал является анортит-ортоклаз-альбитом (мол. %): альбит 60–70, ортоклаз 25–30, анортит 3–8, что вполне соответствует области полной смесимости миналов. Как известно [Kelli et al., 2007], присутствующий в лавах анортоклаз характеризуется гораздо более переменным составом: в базанитах имеет место ортоклаз-альбит-анортит, а в фонолитах – анортит-ортоклаз-альбит, но с существенно большим содержанием анортита (до 23 мол. %), чем в фонолите тефры.
Таблица 5.
№ п/п | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | CaO | Na2O | K2O | Эмпирические формулы | Миналы | ||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Альбит | Анортит | Ортоклаз | ||||||||
1 | 64.96 | 17.23 | 4.36 | 1.33 | 7.94 | 4.18 | (Na0.69K0.24Ca0.06)0.99 [Al0.92Fe0.15Si2.94O8] |
70 | 6 | 24 |
2 | 64.95 | 17.23 | 4.36 | 1.33 | 7.94 | 4.19 | (Na0.69K0.24Ca0.06)0.99 [Al0.92Fe0.15Si2.93O8] |
68.8 | 6.4 | 24.8 |
3 | 64.09 | 16.67 | 5.37 | 1.61 | 6.94 | 5.32 | (Na0.61K0.31Ca0.08) [Al0.89Fe0.18Si2.93O8] |
61.2 | 7.8 | 31 |
4 | 63.80 | 18.61 | 0.60 | 0.75 | Н. о. | 16.24 | (K0.96Ca0.04) [Al1.02Fe0.02Si2.96O8] |
Нет | 3.7 | 96.3 |
Циркон в тефре обнаружен в стеклофазе в виде единичных включений, часто в форме типичных для него пирамидально-призматических кристаллов размером (6.9 ± 7.4) × (3.7 ± 2.7) мкм (рис. 8а, 8б). Состав циркона (табл. 6) рассчитывается на формулу (Zr0.97–0.99Hf0–0.01)[SiO4].
Таблица 6.
№ п/п | SiO2 | ZrO2 | HfO2 | MnO | CaO | BaO | SrO | P2O5 | SO3 | Cl | Эмпирические формулы |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
1 | 32.59 | 65.78 | 1.63 | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | (Zr0.98Hf0.01)0.99[SiO4] | |
2 | 33.06 | 66.94 | Н. о. | » | » | » | » | » | » | Zr0.99[SiO4] | |
3 | 33.54 | 66.46 | » | » | » | » | » | » | » | Zr0.97[SiO4] | |
4 | Н. о. | Н. о. | » | » | 56.14 | » | » | 42.80 | » | 4.06 | Ca9.98[P6O24](OH)1.96Cl0.3 |
5 | Н. о. | » | » | » | 56.37 | » | » | 43.36 | » | 0.27 | Ca9.89[P6O24](OH)1.7Cl0.07 |
6 | Н. о. | » | » | » | 53.0 | » | 3.56 | 40.35 | 1.05 | 2.04 | (Ca9.75Sr0.35)10.1[P5.86S0.14O24]OH)1.75Cl0.59 |
7 | Н. о. | » | » | » | 57.46 | » | Н. о. | 42.54 | Н. о. | Н. о. | Ca10.06[P6O24](OH)2.12 |
8 | Н. о. | » | » | » | 56.72 | » | » | 43.01 | » | 0.27 | Ca10.03 [P6O24](OH)1.98Cl0.08 |
9 | Н. о. | » | » | » | 56.18 | » | » | 42.89 | » | 0.93 | Ca9.96[P6O24](OH)1.66Cl0.26 |
10 | Н. о. | » | » | 1.37 | 49.39 | » | » | 46.65 | 2.59 | Н. о. | (Ca9.78Mn0.21)9.99[P5.64S0.36O24](OH)2.34 |
11 | Н. о. | » | » | Н. о. | Н. о. | 61.98 | 3.22 | Н. о. | 34.8 | » | (Ba0.93Sr0.07)[SO4] |
12 | Н. о. | » | » | » | » | 62.14 | 3.16 | » | 34.7 | » | (Ba0.94Sr0.07)[SO4] |
В группу фосфатов входят апатит и монацит. Первый минерал – хлоргидраксилапатит состава (Ca9.75–10.06Sr0–0.35Mn0–0.21)9.89–10.06[P5.64S0–0.36O24] (OH)1.66–2.34Cl0–0.59, образующий очень мелкие преимущественно овальные выделения размером (0.9 ± 0.6) × (0.14 ± 0.21) мкм (см. рис. 8в, 8г). Второй фосфат в тефре – La-Ce-Nd монацит – встречается в срастаниях с рутилом и ортоклазом в виде изометричных зерен размером (5–7) × (3–4) мкм (см. рис. 8д, 8е).
Sr-содержащий барит состава (Ba0.93–0.95Sr0.05–0.07)[SO4] большей частью отмечается в виде гомогенных зерен неправильной формы размером (4.34 ± 1.45) × (3.4 ± 1.85) мкм. Некоторые зерна барита имеют агрегатное строение, будучи сложенными множеством плотно сросшихся субиндивидов угловато-овальной формы и размером (0.51 ± 0.38) × (0.13 ± 0.05) мкм.
Магнетит в тефре встречается довольно часто и в разных формах – от хлопьевидных скоплений мезонанометровых частиц (рис. 9а, 9б) до обособленных зерен размером (2.01 ± 2.9) × (1.39 ± 1.87) мкм (см. рис. 9в, 9г). В единичных зернах размером 6–8 мкм наблюдается нанопористость (см. рис. 9д, 9е). Состав минерала (табл. 7) характеризуется формулой (Fe0.94–1Mn0–0.06)(Fe1.28–1.99Ti0–0.64Al0–0.29)2O4. Расчеты состава на миналы приводит к выводу о присутствии в исследуемой тефре четырех разновидностей магнетита, а именно (в последовательности уменьшения частоты встречаемости) герцинит-магнетита, магнетита, ульвит-магнетита, магнетит-ульвита.
Таблица 7.
№ п/п | Fe2O3 | TiO2 | Al2O3 | MnO | Эмпирические формулы | Миналы | |||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Магнетит | Ульвит | Герцинит | Якобсит | ||||||
1 | 74.88 | 21.6 | 1.16 | 1.86 | (Mn0.06Fe0.94)(Fe1.28Ti0.64Al0.08)2O4 | 26 | 64 | 4 | 6 |
2 | 98.34 | 0.74 | Н. о. | 0.92 | (Mn0.03Fe0.97)(Fe1.98Ti0.02)O4 | 95 | 2 | Нет | 3 |
3 | 91.67 | 7.16 | » | 1.17 | (Mn0.04Fe0.96)(Fe1.79Ti0.21)2O4 | 75 | 21 | » | 4 |
4 | 94.76 | 5.23 | » | Н. о. | (Fe(Fe1.84Ti0.16)2O4 | 84 | 16 | » | Н. о. |
5 | 98.85 | 0.4 | 0.75 | » | Fe(Fe1.95Ti0.01Al0.04)2O4 | 97 | 1 | 2 | » |
6 | 92.65 | 0.84 | 6.51 | » | Fe(Fe1.6Ti0.03Al0.29)2O4 | 82.5 | 3 | 14.5 | » |
7 | 97.82 | Н.о. | 2.18 | » | Fe(Fe1.99Al0.01)2O4 | 99.5 | Нет | 0.5 | » |
8 | 94.85 | » | 5.15 | » | Fe(Fe1.75Al0.25)2O4 | 87.5 | » | 12.5 | » |
9 | 96.49 | » | 3.51 | » | Fe(Fe1.81Al0.19)2O4 | 90.5 | » | 9.5 | » |
10 | 97.27 | » | 2.72 | » | Fe(Fe1.87Al0.13)2O4 | 93.5 | » | 6.5 | » |
Характерной примесью в тефре выступают многочисленные включения самородных металлов размером (3.9 ± 1.9) × (1.9 ± 1) мкм и коэффициентом удлинения 2.2 ± 0.8 (рис. 10). Среди таких включений преобладает латунь состава Cu0.55–0.59Zn0.37–0.4Fe0.02–0.06Pb0–0.01 (табл. 8). Кроме латуни, изредка встречается Cu–Fe-содержащая самородное олово. Следует подчеркнуть, что самородно-металлическая минерализация весьма характерна именно для эксплозивной фации вулканизма [Карпов и др., 2017]. Особенное значение имеет обнаружение в тефре изометричных частиц хлоридов (см. рис. 3д, 3е), часто локализованных вблизи пузырьков дегазации. Размер частиц варьируется в пределах (3.5 ± 1.57) × (2.7 ± 1) мкм. По составу это твердые растворы на основе сильвина (см. табл. 8): (0.77–0.8) KCl + (0.17–0.2) NaCl + + 0.03 CaCl2.
Таблица 8.
№ п/п | Na | K | Ca | Cl | Cu | Zn | Sn | Pb | Fe | Ni | Эмпирические формулы |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
1 | 5.61 | 25.72 | 1.31 | 49.38 | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | 0.8KCl + 0.17NaCl + 0.03CaCl2 |
2 | 6.47 | 42.45 | 1.14 | 49.94 | » | » | » | » | » | » | 0.77KCl + 0.2NaCl + 0.03CaCl2 |
3 | Н. о. | Н. о. | Н. о. | Н. о. | 55.99 | 38.33 | Н. о. | 3.59 | 2.09 | Н. о. | Cu0.58Zn0.39Fe0.02Pb0.01 |
4 | » | » | » | » | 56.53 | 37.44 | » | 0.94 | 5.09 | » | Cu0.57Zn0.37Fe0.06 |
5 | » | » | » | » | 54.88 | 41.96 | » | Н. о. | 3.16 | » | Cu0.55Zn0.41Fe0.04 |
6 | » | » | » | » | 55.12 | 41.20 | » | » | 3.68 | » | Cu0.55Zn0.39Fe0.02Pb0.01 |
7 | » | » | » | » | 59.36 | 38.25 | » | » | 2.39 | » | Cu0.58Zn0.40Fe0.05 |
8 | » | » | » | » | 57.60 | 38.04 | » | 1.74 | 1.55 | 1.07 | Cu0.59Zn0.38Fe0.02Pb0.01 |
9 | » | » | » | » | 56.49 | 38.88 | » | 3.04 | 1.59 | Н. о. | Cu0.58Zn0.39Fe0.02Pb0.01 |
10 | » | » | » | » | 2.04 | Н. о. | 95.74 | Н. о. | 2.17 | » | Sn0.92Cu0.04Fe0.04 |
Следует подчеркнуть, что в исследованном эксплозивном фонолите мы не обнаружили нефелина, присутствие которого в эффузивных тефрифонолитах и фонолитах с Эребуса ранее отмечалось американскими вулканологами. Возможно, в нашем случае сыграли роль небольшой объем и очень сильная стекловатость проанализированного образца.
УГЛЕРОДНОЕ ВЕЩЕСТВО
Обнаружение в составе литогенных газов тефры с Эребуса углеводородов свидетельствует о вероятности нахождения в ее составе и конденсированного углеродного вещества. Проведенный методом кулонометрического титрования по величине pH (Ан-7529М) анализ показал, что валовое содержание углерода в исследуемом образце колеблется в пределах 0.02–0.05 мас. %, что на порядок превышает содержание в тефре углеводородных газов. Следовательно, в тефре Эребуса имеется преобладающая примесь негазового углеродного компонента. Анализ изотопного состава этого компонента (6 определений) привел к следующему значению изотопного коэффициента: δ13CPDB = –26.47 ± 0.34‰. Этот результат лежит в пределах полученных нами данных для так называемой атомно-дисперсной формы углерода [Haggerty, 1999] в современных вулканах Камчатки и Тихоокеанского вулканического огненного кольца, а также для органоидов вулкано-атмоэлектрогенного происхождения [Силаев и др., 2016; Силаев и др., 2018].
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Впервые проведены комплексные петролого-минералого-геохимические исследования тефры с крупнейшего внутриплитного стратовулкана Эребус в Антарктиде, характеризующегося уникальной базанит-фонолитовой линией эффузивов. Исследованный образец сложен субпризматическими, угловато-комковатыми, рогульчатыми и пластинчатыми частицами, широко варьирующимися по размеру от 0.3 × 0.1 до 2 × 0.7 мм. Характерными особенностями частиц являются их микровезикулярность и вытянутость их формы, степень которой отражают значения коэффициента удлинения в пределах от 1.2 до 8. Очевидно, что такой габитус частиц обусловлен эксплозивной природой тефры. По валовому химическому составу тефра соответствует анортоклазовому фонолиту, несколько более щелочному, чем лавовые фонолиты. В фазовом отношении она сложена в основном вулканическом стеклом, широко варьирующим по химическому составу от фонолитов до трахириолитов.
В составе исследованного образца обнаружен 51 микроэлемент, суммарное содержание которых варьируется в пределах 3765–4425 г/т, в том числе сумма лантаноидов составляет 626 ± 106 г/т. По средней сумме микроэлементов тефра близко совпадает с лавовыми фонолитами, но превосходит базаниты, фонотефриты-тефрифонолиты и трахиты соответственно в 1.34, 1.23 и 1.43 раза. По сумме лантаноидов она превосходит базаниты, фонотефриты и тефрифонолиты в 1.6 раз, а лавовые фонолиты в 1.3 раза. В рамках теории геохимической дифференциации Ю.Г. Щербакова исследованная тефра вполне укладывается в единую последовательность магматической дифференциации, известную как линия Эребуса, но с некоторыми поправками на эксплозивную природу тефры. По ряду геохимических критериев тефра тестируется как продукты вулканизма, образовавшиеся именно во внутриплитно-рифтовой геодинамической обстановке.
В качестве примеси к вулканическому стеклу в тефре выявлены и исследованы полевые шпаты анортит-ортоклаз-альбитового и ортоклазового состава; хлоргидроксилапатит; La–Ce–Nd монацит; Sr-содержащий барит; шпинелиды, варьирующие по составу от магнетита до герцинит-магнетита, ульвит-магнетита и магнетит-ульвита; Fe–Pb-содержащая латунь и Cu–Fe-содержащее самородное олово; хлоридные твердые растворы гидрофилит-галит-сильвиного состава.
В составе литогенных газов тефры установлены N2, СO, CO2 и углеводороды С1–4. По составу и пропорциям между компонентами газы в тефре с Эребуса коррелируются с газами в продуктах корово-мантийных взаимодействий, причем со значительным приближением к собственно мантийным образованиям. Изотопный состав углерода в тефре лежит в пределах данных, установленных для так называемой атомно-дисперсной формы углерода в продуктах современного вулканизма Тихоокеанского огненного кольца, а также для органоидов вулкано-атмоэлектрогенного происхождения. В целом исследуемую тефру можно трактовать как эксплозивный почти нацело стекловатый аналог лавовых анортоклазовых фонолитов, завершающих непрерывную серию магматических дифференциатов, известную как линия Эребуса.
Список литературы
Карпов Г А., Силаев В.И., Аникин Л.П. и др. Эксплозивная минерализация // Толбачинское трещинное извержение 2012–2013 гг. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2017. С. 241–255.
Петровский В.А., Силаев В.И., Сухарев А.Е. и др. Флюидные фазы в карбонадо и их генетическая информативность // Геохимия. 2008. № 7. С. 748–765.
Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. 202 с.
Силаев В.И., Аникин Л.П., Вергасова Л.П. и др. Абиогенные органические полимеры в продуктах современного вулканизма // Вестник Пермского университета. Геология. 2016. Вып. 3. С. 21–33.
Силаев В.И., Аникин Л.П., Шанина С.Н. и др. Абиогенные конденсированные органические полимеры в продуктах современного вулканизма в связи с проблемой возникновения жизни на Земле. Сыктывкар: Геопринт, 2018. 128 с.
Силаев В.И., Карпов Г.А., Аникин Л.П. и др. Минерально-фазовый состав парагенезиса в эксплозивных продуктах современных извержений вулканов Камчатки и Курил. Часть I. Алмазы, углеродные фазы, конденсированные органоиды // Вулканология и сейсмология. 2019. № 5. С. 54–67.
Тазиев Г. На вулканах. Суфриер, Эребус, Этна. М.: Мир, 1987. 263 с.
Щербаков Ю.Г. Геохимическая классификация элементов // Докл. АН СССР. 1965. Т. 164. № 4. С. 917–920.
Щербаков Ю.Г. Геохимическая эволюция и рудные формации // Проблемы эндогенного рудообразования и металлогении. Новосибирск: Наука, 1976. С. 217–229.
Щербаков Ю.Г. Периодическая система и космогеохимическое распределение элементов // Геология и геофизика. 1982. № 1. С. 77–87.
Boynton W.V. Geochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies // Rare earth element geochemistry. Amsterdam: Elsevier,1984. P. 63–114.
Encyclopedia of Volcanoes / Eds H. Sigurdsson, B. Houghton, H. Rymer et al. Academic Press, 1999. P. 1172–1177.
Esser R.P., Kyle Ph.R., McIntosh W.C. 40Sr/39Sr dating of the Eruptive history of Mount Erebus, Antarctica: Volcano evolution // Bull. Volcanol. 2004. V. 66. P. 671–686.
Haggerty St. E. A Diamond Trilogy: Superplumes, Supercontinets and Supernovae // Sciences. 1999. V. 285. P. 851–860.
Harpel C.J., Kyle Ph.R., Esser R.P. et al. 40Ar/39Ar dating of the eruptive history of the Mount Erebus, Antarctica: summit flows, tephra, and caldera collapse // Bull. Volcanol. 2004. V. 66. P. 687–702.
Iacovino K., Moore G., Roggensack K. et al. H2O–CO2 Solubility in mafic alkaline Magma: Applications to volatile sources and degassing behavior at Erebus volcano, Antarctica // Contrib. Mineral. Petrol. 2013. V. 166. P. 845–860.
Iverson N. A., Kyle Ph. R., Dungar N.W., McIntosh W.C. Eruptive history and magmatic stability of Erebus volcano, Antarctica: Insights from englcial tephra // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2014. № 15. P. 1–23.
Kelly P.J., Dunbar N.W., Kyle Ph.R., McIntoch W.C. Refinement of the late Quaternary geologic historyof erebus volkano using 40Sr/39Sr and 36Cl determinations // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 2008. V. 177. P. 569–577.
Kelly P.J., Kyle Ph.R., Dunbar N.W., Sims K.W.W. Geochemistry and Mineralogy of the phonolite lava lake, Erebus volcano, Antarctica: 1972–2004 and comparison with older levas // J. Volcanol. and Geotherm. Res. For Submission to Special Issie on Erebus Vulcano. 2007. P. 1–56.
Kyle Ph.R., Jazek A. Composition of three Tephra layers from the Byrd Slation Ice Core, Antarctica // J. Volcanol. and Geotherm. Res. 1978. V. 4. P. 225–232.
Kyle Ph.R., Moore J.A., Thirlwall M.F. Petrologic Evolution of Anorthoclase Phonolite Lavas at Miount Erebus Ross Island, Antarctica // J. Petrol. 1992. V. 33. № 4. P. 849–875.
Panter K.S., Blusztayn J., Hart S.R. et al. The Origin of HIMU in the SW Pacific: Evidence from Intra plate Volcanism in Southern New Zealand and Subantarctic Islands // J. Petrol. 2006. V. 47. P. 1673–1704.
Stothers R.B., Rampino M.R. Volcanic eruptions in the Mediterranean before A.D.630 // J. Geophys. Res. 1983. V. 88. P. 6357–6370.
Wood D.A. The Application of a Th-Hf-Ta Diagram to Problems of Tectonomagmatic Classification and to Establishing the Nature of Crustal Contamination of Basaltic Lavas of the British Tertiary Volcanic Province // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 50. P. 11–30.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Вулканология и сейсмология