Обсуждение материалов

3. Обсуждение материалов.

По своему валовому химическому и редкоэлементному составу наиболее магнезиальные ксенолиты первых двух ассоциаций (дунит-гарцбургитовой и дунит-верлит-пироксенитовой) близки между собой и значительно отличаются от "железистых" гарцбургитов и пироксенитов третьей ассоциации (верлит-пироксенитовой) и тем более - от существенно лерцолитовых ксенолитов внутриплитных вулканитов континентальных и океанических областей. Отличия эти выражаются в их крайней обедненности легкоплавкой базальтоидной составляющей и обогащенностью тугоплавкими компонентами. Значит ли это, что в случае первых двух ассоциаций мы имеем дело с реститами "обедненной мантии", а для третьей ассоциации можно предполагать неполное истощение мантийного субстрата? Если это так, то мы должны иметь тому минералогические доказательства, так как минералы являются хорошими индикаторами фациальной обстановки проявления геологических процессов.

Рассмотренный материал по шпинелидам показывает существенные различия в составах и характере эволюции этой группы минералов в однотипных породах ксенолитов различных серий. На Авачинском вулкане шпинели распространены не только в дунитах-гарцбургитах, но также в верлитах и пироксенитах. Здесь резко преобладает доинверсионный высокомагнезиальный и высокохромистый тип шпинелей, образование которого, скорее всего, связано с процессами кристаллизации магматических расплавов. Малая степень окисленности железа свидетельствует о том, что происходило это при низкой фугитивности кислорода. Действительно, как видно из рассмотрения табл.6 , log fO2 в авачинских гарцбургитах при T=10000C меняется от -10 до -10,7 и только в верлитах возрастает до -8,1. Оценки летучести кислорода в авачинских гарцбургитах дают значения fO2, близкие к гипотетическому буферу NNO. Это на один порядок ниже тех значений, которые приводятся [4] для характеристики условий кристаллизации безамфиболовых вкрапленников в толеитовых сериях Курило-Камчатской островодужной системы. Высокая хромистость минерала свидетельствует о малоглубинном уровне [42] и повышенных температурах [35, 43] его кристаллизации. Как видно из табл.6 , предполагаемые температуры кристаллизации большинства минеральных парагенезисов в ксенолитах Авачинского и Ключевского вулканов лежат в интервале 1000-10600C. Для сходных пород вулканов Харчинский и Шивелуч эти температуры значительно ниже. Лишь интенсивно перекристаллизованные гарцбургиты (табл.6 , N13) и жильные пироксениты (табл.6, NN8,11) Авачинского вулкана характеризуются сравнительно низкими температурами минеральных равновесий. Только этот доинверсионный тип шпинелей приближается по составу к "плутоническим" шпинелидам восточной Камчатки. В этих гипербазитах, однако, шпинель более глиноземистая, менее хромистая и в целом характеризуется несколько меньшей окисленностью железа и на порядок более низкими значениями log fO2 (ттабл.6 , N36). В дунитах субщелочной базит-гиперпазитовой формации шпинель высоко железистая и отличается также повышенной глиноземистостью. Она характеризуется повышенной окисленностью железа и на порядок (по сравнению с аналогичными минералами в ксенолитах Шивелуча) более высокими значениями log fO2 (табл.6 , N37). На вулканах Ключевской, Харчинский и Шивелуч шпинель встречается в дунитах, гарцбургитах и вебстеритах. В пироксенитах и верлитах распространен практически только титано-магнетит. Здесь преобладает постинверсионный, сравнительно железистый и хромистый тип шпинелей с высокой степенью окисленности железа. При тех же расчетных температурах фугитивность кислорода здесь почти во всех образцах на два порядка выше, чем в породах Авачинского вулкана. Эта характеристика отвечает тем значениям, которые приводятся в [4] для описания условий кристаллизации амфиболсодержащих вкрапленников в известково-щелочных сериях Курило-Камчатской островодужной системы. Образование этого типа шпинелей связано с процессами кристаллизации из относительно обводненных расплавов при пониженных температурах. Впоследствии, возможно, происходила субсолидусная перекристаллизация рассматриваемого минерала в условиях повышенной фугитивности кислорода (табл.6 , N23). Малочисленную, но весьма важную группу составляют наиболее ранние генерации высокоглиноземистых на Харчинском вулкане или относительно глиноземистых шпинелей на вулкане Шивелуч. При этом наиболее глиноземистые генерации этого минерала отличаются на порядок более низкими значениями log fO2, которые соответствуют таковым для условий кристаллизации вкрапленников безводных минералов в базальтах внутриплитного геохимического типа [4] и приближаются к значениям фугитивности кислорода в шпинели ксенолитов из базальтоидов района вулкана Бакенинг (табл.6 , NN32,33). Это единственные свидетели ранней стадии эволюции расплавов, исходных для всей гаммы распространенных здесь вулканических пород. Подобный тип шпинелей в островодужных системах распространен только в ассоциации с внутриплитным геохимическим типом базальтоидов и связан с эволюцией относительно глубинных (в условиях шпинель-лерцолитового равновесия) родоначальных расплавов.

 Клинопироксены дунит-гарцбургитовой и дунит-верлит-пироксенитовой ассоциаций в целом характеризуются низкой глиноземистостью, натровостью и титанистостью в сочетании с высокой кальциевостью и повышенными содержаниями SiO2 по сравнению с теми же минералами из лерцолитов в базальтоидах внутриплитного типа. Аналогичные минералы третьей ассоциации в этом плане имеют промежуточное положение. Являются ли эти отличительные особенности следствием большей деплетированности ксенолитов островодужных вулканитов? Состав клинопироксенов в ксенолитах ультрамафитов находится в прямой зависимости от той фациальной обстановки, при которой происходит процесс образования или преобразования включений [15,44]. На рисунке 9 в координатах Na-Al показана суммарная картина вариаций составов клинопироксенов в ксенолитах различных ассоциаций Камчатки, а также диапазон изменения составов этого минерала для различных стадий его эволюции. Как видно на этой диаграмме, поле составов этого минерала из ксенолитов ультрамафитов первых двух ассоциаций, не подверженных метасоматическому изменению, целиком располагается в области, отвечающей пироксенам гарцбургитовой стадии эволюции включений (фация оливин-плагиоклазового равновесия). И только пироксены интенсивно амфиболитизированных пироксенитов Шивелуча характеризуются запредельной натровостью. Использование различных геобарометров позволяет оценить давление соответствующего равновесия величиной не более 10-12 кбар или глубинами, не превышающими 30-40 км. Поле клинопироксенов из верлитов и гарцбургитов третьей ассоциации для наименее измененных включений соответствует промежуточной области перехода от лерцолитовой к гарцбургитовой стадии эволюции включений и постепенно смещается в сторону минимальных содержаний Na и Al для наиболее перекристаллизованных разностей. Начало становления этой серии вероятно происходило при давлении менее 15 кбар, то есть на глубинах не более 45-50 км. Сходный характер эволюции наблюдается для шпинелидов (рис.10 ). Образование подавляющего большинства генераций этого минерала первых двух ассоциаций начинается при давлении не более 12-13 кбар, и только реликтовые высокоглиноземистые шпинели из ксенолитов Харчинского вулкана начинают свой путь с больших глубин лерцолитовой стадии. Они находятся в одном эволюционном ряду с глиноземистыми шпинелями третьей ассоциации, для которых, как и для клинопироксенов, отмечается последовательный переход от лерцолитовой к оливин-плагиоклазовой фации глубинности.

 Таким образом, минералогические особенности рассматриваемых ассоциаций включений свидетельствуют о том, что их состав в первую очередь определяется фациальной обстановкой образования ксенолитов, а не является следствием различной истощенности мантийного субстрата. Ксенолиты являются индикаторами состояния вещества и тех процессов, которые совершаются под вулканами на сравнительно небольших глубинах.

Включения первых двух, менее глубинных ассоциаций характеризуют обстановку "петрогенезиса под вулканами" фронтальной вулканической зоны и района Ключевской группы вулканов. Как явствует из анализа минералогических диаграмм (рис.9 ,10 ), глубины, охарактеризованные этими ассоциациями соответствуют положению переходного слоя "коро-мантийной смеси" в островодужной системе. Постоянное присутствие в различной степени метаморфизованных и метаморфических пород фундамента в связи с ксенолитами ультрамафитов, первично магматическая природа ультраосновных включений свидетельствуют о том, что этот переходный слой представляет из себя нижние горизонты коры, в различной степени переработанные метаморфическими и метасоматическими процессами. Широким распространением здесь пользуются многочисленные магматические образования базит-гипербазитового состава, связанные с эволюцией глубинных очагов вулканов. Различия в составе этого переходного слоя под вулканами фронтальной зоны (ксенолиты дунит-гарцбурги-товой ассоциации и сопутствующие им преимущественно безамфиболовые габброиды, а также метаморфизованные породы мелового фундамента) и района Ключевской группы вулканов (ксенолиты дунит-верлит-пироксенитовой ассоциации и сопровождающие их амфиболовые габброиды, амфиболсодержащие кристаллические сланцы и амфиболиты) свидетельствуют об активном участии существенно водных флюидов при его образовании во втором случае, и относительно сухом режиме в первом. Отражение этих отличий в характере вулканических процессов и составе продуктов вулканизма неоднократно подчеркивалось исследователями. Судя по минералогическим данным [6], исходные расплавы для вулканитов Харчинского и Заречного вулканов отличались высоким содержанием воды (таким же, как и для вулкана Шивелуч) и кристаллизовались при высокой фугитивности кислорода. Несколько меньшая, но также высокая водонасыщенность магматических расплавов предполагается для Ключевского вулкана [31]. Оценивая роль глубинной гидратации-дегидратации океанской литосферы в вулканизме Камчатки Н.И.Селиверстов [28] пришел к выводу о том, что глубинные магматические очаги Северной группы вулканов в отличие от вулканов, расположенных напротив Кроноцкого и Авачинского заливов, должны отличатся повышенным содержанием растворенного водного флюида.

Ксенолиты третьей ассоциации характеризуют обстановку магмообразования для проявлений вулканизма внутриплитного геохимического типа: относи-тельно низкие значения log f02, глубины и температуры, отвечающие шпинель-лерцолитовому равновесию. В петрологических моделях этот тип вулканизма (связанный с подьемом локальных мантийных плюмов) противопоставляется "надсубдукционному" островодужному [4]. Присутствие среди шпинелей в ксенолитах "островодужных" вулканитов относительно высокобарических глиноземистых генераций свидетельствует, однако, о более тесных генетических связях между этими типами.

Среди большого массива аналитических данных по составу позднекайнозойских вулканических пород Камчатского региона [9] имеется сравнительно небольшое число анализов, относительно приближенных к составу родоначальных расплавов. Породы различных серий островодужной системы отражают не столько составы первичных выплавок и условия их генерации, сколько вариации силикатных расплавов и условия, существовавшие в коровых магматических очагах [30]. Мнения исследователей в отношении состава родоначальных магм для этих серий расходятся. При этом наибольшие разногласия существуют в отношении приоритета высокомагнезиальных или высокоглиноземистых составов. Одни исследователи [30] считают, что среди первичных базальтов островных дуг следует выделять два крайних типа: толеитовый и щелочной. При этом для всех серий нормальной щелочности они предполагают наличие единой, близкой к толеитовой первичной базальтовой магмы с повышенным (8-12%) содержанием MgO. Это предположение подтверждается экспериментальными исследованиями [14], согласно которым высокоглиноземистые базальты островных дуг образуются в результате кристаллизационной дифференциации первичных высокомагнезиальных магм в очагах, располагающихся в переходной между корой и мантией зоне на глубинах 20-40 км. Расчетные составы первичных расплавов известково-щелочной магнезиальной серии Ключевского вулкана с учетом состава частично гомогенизированных расплавных включений отвечают пикритам [31]. Существует, однако, мнение [1] о том, что расплав высокоглиноземистого базальта является исходной магмой для пород известково-щелочной серии Восточной Камчатки.

Попробуем решить эту проблему с точки зрения анализа ксенолитсодержащих вулканитов и ксенолитов.

Присутствие в составе вулканической породы барофильной или высокотемпературной реликтовой кристаллической фазы свидетельствует о том, что расплав, из которого кристаллизовалась эта порода, в минимальной степени модифицирован процессами малоглубинной дифференциации, и здесь следует искать ответ на вопрос - каков был состав родоначального расплава. Состав ксенолитов в базальтоидах внутриплитного геохимического типа однозначно свидетельствует о том, что их первичные расплавы образовались в условиях шпинель-лерцолитового равновесия. Следовательно, им должны соответствовать относительно низкоглиноземистые, недосыщенные по SiO2 высокотитанистые магнезиальные базанитовые составы. Именно таким составам отвечают ксенолитсодержащие базальтоиды из покровных вулканитов в фундаменте вулкана Бакенинг.

В целом, обе ассоциации "островодужных" ксенолитов (дунит-гарцбургитовая и дунит-верлит-пироксенитовая), также как и содержащие их вулканиты, претерпели значительную модернизацию в коровых магматических очагах и почти не содержат первичных признаков ранней эволюции. Однако, среди шпинелей из ксенолитов в известково-щелочной серии вулкана Шивелуч и субщелочной серии Харчинского вулкана были обнаружены генерации с повышенным содержанием глинозема, которые характерны для ксенолитов, находящихся в условиях шпинель-лерцолитового равновесия и ассоциирующих с вулканитами внутриплитного геохимического типа. По-видимому, здесь и нужно искать составы родоначальных расплавов для вулканических серий этих вулканов. В шпинелях из ксенолитов гарцбургитов в толеитовой серии Авачинского вулкана впервые были обнаружены первичные расплавные микровключения. Они фиксируются в генерациях минерала, которые по железистости охватывают практически весь диапазон изменения составов шпинелей гарцбургитов этого вулкана, начиная с наиболее ранней относительно железистой фазы. Следовательно, составы этих микровключений можно использовать для оценки первичных расплавов толеитовой серии вулканитов, содержащих ксенолиты ультрамафитов. Как видно из таблицы 7 , составы эти соответствуют бонинитам. Более того, некоторые из них весьма близки по своим петрохимическим особенностям к экзотическим высокомагнезиальным породам "авачитам", найденным в районе Авачинского и Козельского вулканов [34]. Эти высокомагнезиальные базальты характеризуются обычным "бонинитовым" парагенезисом минералов (оливин, два пироксена, хромистая шпинель) в ассоциации с высококремнеземистым дацитовым стеклом. При этом в ядрах некоторых минералов-вкрапленников отмечаются высокомагнезиальные "гипербазитовые" генерации: оливин (Fo=90,0), клинопироксен (Mg#91,1-91,4), ортопироксен (Mg#82,4-83,5). Ассоциации близких по составу минералов и стекол основной массы характерны для бонинитов и сопутствующим им вулканитов.

Основываясь на характере зональности шпинелей, составе минералов и расплавных включений, историю эволюции ксенолитов гарцбургитов рассматри-ваемого вулкана можно представить в виде пяти стадии (табл.7 и 8 ). Первая стадия представлена относительно железистыми оливинами и пироксенами, которые встречаются в виде узников в шпинелях или в виде срастаний с наиболее ранними генерациями этого минерала. Вторая, третья и четвертая стадии представлены теми же минералами, но уже встречающимися в виде дочерней фазы расплавных включений в шпинели. В общем случае наблюдается направленное уменьшение железистости шпинелей, оливинов, клинопироксенов и составов расплавных включений. Вторая и третья стадии отличаются тем, что в близком диапазоне изменения состава шпинелей встречаются расплавные включения высоко- и низкожелезистые с соответствующим изменением составов оливинов. К пятой стадии относятся минералы, образовавшиеся после шпинелей-консервантов в жильных пироксенитах, а также в образцах интенсивно перекристаллизованных гарцбургитов. Первые четыре стадии характеризуют различные этапы кристаллизации исходных бонинитовых расплавов. С последней стадией связана, в основном, субсолидусная перекристаллизация ранее образовавшейся ("ксенолитной") кристаллической фазы. Отдельные этапы кристаллизации бонинитовых расплавов характеризуются резкой сменой физико-химических условий: повышением температуры минеральных равновесий, возрастанием окислительного потенциала. Подобные аномальные явления наблюдались также при анализе истории эволюции бонинитовых расплавов в некоторых бонинит-офиолитовых ассоциациях [7,8]. Обьясняются они дифференциацией бонинитового расплава при участии восстановленного, существенно водородного флюида. Обилие газово-жидких включений, сохранившихся в некоторых образцах ксенолитов, свидетельствует о том, что магмы авачинских бонинитов могли быть насыщены восстановленным флюидом, окисление которого в приповерхностной обстановке способствовало скачкообразному повышению температур.

Таким образом, в качестве индикатора первичных расплавов для содержащих ультраосновные включения толеитовых серий восточного вулканического пояса Камчатки можно рассматривать бонинитовую ассоциацию. Эти породы в последнее время привлекают пристальное внимание исследователей [7,30,36,38,39]. Обычно они встречаются в составе вулканитов энсиматических островодужных систем: Идзу-Бонинской, Марианской, Японской, Тонга, Ново-Гвинейской. Недавно бонинит-офиолитовая ассоциация была обнаружена в аккреционной призме Восточного Сахалина [8]. Существуют представления [30] о том, что бониниты и сопутствующие им марианиты возникают на относительно малых глубинах (от 10 до 30 км) при очень высоких температурах (1400-1430oC) как результат взаимодействия мантийного диапира с породами земной коры. Экспериментальные исследования [43] показали, что бонинитовые расплавы могут находиться в равновесии с хромитсодержащими гарцбургитами при P=1 атм. - 5 кбар и T=1200-1400oC даже в относительно сухих условиях. Именно такая связь хромитсодержащих гарцбургитов и высокомагнезиальных кремнеземистых расплавов характерна для ряда содержащих ультраосновные включения вулканов фронтальной вулканической зоны Камчатки.

1. Проявления позднекайнозойского вулканизма в пределах камчатской островодужной системы характеризуются наличием трех ассоциаций включений ультрамафитов: 1) дунит-гарцбургитовой; 2)дунит-верлит-пироксенитовой и 3) верлит-пироксенитовой. Первые две обнаруживают связь с островодужными вулканитами, третья является особенностью проявления базальтоидов внутриплитного геохимического типа. Ксенолиты первой ассоциации наблюдаются на вулканах фронтальной зоны, второй - обнаружены в связи с вулканитами Ключевской группы вулканов. Зональность в проявлении первых двух ассоциаций прослеживается и в характере пространственного расположения различных типов плутонических гипербазитов Камчатки.

2. Несмотря на сходство составов сериальных и формационных типов ксенолитов гипербазитов, с одной стороны, и плутонических ультрамафитов с другой, между ними имеются существенные различия. Так, шпинели плутонических гарцбургитов существенно более глиноземистые и менее хромистые, чем те же минералы из ксенолитов близкого состава, а пироксены - более глиноземистые, более хромистые и менее кальциевые. Тренды изменения составов минералов свидетельствуют о том, что эти различия вряд ли могут быть вызваны процессами перекристаллизации ксенолитов плутонических ультрамафитов при попадании их в базальтовые расплавы.

3. Обнаруженные в ксенолитах гарцбургитов и верлитов Авачинского вулкана первичные расплавные включения, широко проявленная зональность шпинелей, а иногда и пироксенов включений свидетельствуют о первично магматической природе этих образований. Вместе с тем, они характеризуются интенсивно проявленными процессами их вторичной перекристаллизации в связи с изменением P-T- fO2. условий.

4. Ксенолиты дунит-гарцбургитовой и дунит-верлит-пироксенитовой ассоциаций вместе с сопутствующими им метаморфическими и метаморфизованными породами меланократового фундамента отражают состав современного переходного слоя "коро-мантийной смеси", выделенного геофизическими методами под активными вулканами Камчатки. Базит-гипербазитовые плутонические ассоциации совместно с вмещающими их метаморфическими и метаморфизованными породами меланократового фундамента являются отражением выведенного в настоящее время на земную поверхность переходного слоя "коро-мантийной смеси", который существовал здесь в верхнемеловое-палеогеновое время.

5. Анализ ранних стадий образования включений позволяет высказать предположение о том, что первичными расплавами для пород толеитовых серий фронтальной зоны, несущих ультраосновные ксенолиты, были выскомагнезиальные и высококремнеземистые расплавы, близкие к бонинитам, а для вулканитов известково-щелочных и субщелочных серий - близкие к базанитам внутриплитного геохимического типа.

Авторы благодарны Т.Г.Чуриковой за работу по гомогенизации и микрозондовому изучению расплавных включений, а также Г.П.Пономареву за консультации при использовании геотермометров и геобарометров.

Бабанский А.Д., Рябчиков И.Д. Происхождение известково- щелочных магм островных дуг по экспериментальным данным // Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. С. 277-293.

Балеста С.Г. Земная кора и магматические очаги областей современного вулканизма. М.: Наука, 1981. 133 с.

Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М. : Наука, 1978. 222 с.

Волынец О.Н. Петрология и геохимическая типизация вулканических серий современной островодужной системы: Дис. док. геол-мин.наук. М., 1993 . 67 с.

Волынец О.Н., Ананьев В.В. Хромистые амфиболы и слюды ультраосновных включений в четвертичных лавах Камчатки и Курил // Докл. АН СССР. 1989. Т. 307. N5. С. 1203-1206.

Волынец О.Н., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В., Ягодзински Дз. М. Харчинский и Заречный вулканы-уникальные центры позднеплейстоценовых магнезиальных базальтов на Камчатке: вещественный состав вулканических пород // Вулканология и сейсмология. 1999. N1. С. 31-45

Высоцкий С.В. Офиолитовые ассоциации островодужных систем Тихого океана. Владивисток : ДВО АН СССР, 1989. 196 с.

Высоцкий С.В., Говоров Г.И., Кемкин И.В., Сапин В.И. Бонинит-офиолитовая ассоциация Восточного Сахалина: геология и некоторые особенности петрогенезиса // Тихоокеанская геология. 1998. Т. 17. N6. С. 3-15.

Геохимическая типизация магматических и метаморфических пород Камчатки / Ред. А.П. Кривенко. Новосибирск, 1990. 258 с.

Глубинное сейсмическое зондирование Камчатки. М.: Наука, 1978. 130 с.

Глубинные ксенолиты и верхняя мантия. Новосибирск: Наука, 1975. 271 с.

Действующие вулканы Камчатки. М.: Наука, 1991. Т.1. С. 106-153. Т.2. 300 с.

Заварицкий А.Н. Эксплозивные обломки вулканов Авача и Козельской сопки // Труды ИГН АН СССР. 1940. 53 с.

Кадик А.А., Луканин О.А., Лапин И.В. Физико-химические условия эволюции базальтовых магм в приповерхностных очагах / Ред. Л.В. Дмитриев. М.: Наука, 1990. 346 с.

Колосков А.В. Ультраосновные включения и вулканиты как саморегулирующаяся геологическая система. М.: Научный мир, 1999. 223 с.

Колосков А.В., Хотин М.Ю. Включения ультраосновного состава в лава современных вулканов Камчатки // Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М.: Наука, 1978. С. 36-66.

Колосков А.В., Щека С.А. О сопряженности составов включений и содежащих их вулканитов (на примере Курило-Камчатской зоны) // Тез. Докл. 5 Всес. Вулканол. Совещ. Тбилиси, 1980. II симпозиум. 131 с.

Колосков А.В., Волынец О.Н., Пономарев Г.П., Федоров П.И. Ксенолиты ультрамафитов в различных геохимических типах вулканитов островодужной системы // Петрология. 1997. Т. 5. С. 485-502.

Колосков А.В., Пузанков М.Ю., Флеров Г.Б., Чурикова Т.Г., Дорендорф Ф. Опыт Sr-изотопной систематики пироксенов базит-гипербазитовых ассоциаций // Тез. .докл. "Магматизм и метаморфизм Северо-востока Азии". Магадан, 2000. С. .203-206.

Кутолин В.А. Перекристаллизация вещества верхней мантии в зонах Беньофа и ее петрологические и металлогенические следствия // Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг. М.: Наука, 1982. С. 28-41.

Кутыев Ф.Ш., Шарапов В.Н. Петрогенезис под вулканами. М.: Недра, 1979. 197 с.

Лутков В.С. Геохимические особенности пироксенит-габброидных включений в щелочных базальтах южного Тянь-Шаня (Таджикистан): к проблеме состава и генезиса слоя "коро-мантийной смеси" подвижных поясов // Геохимия. 2000. N 3. С. 334-340.

Масуренков Ю.П., Колосков А.В., Ермаков В.А. Меланократовые включения в современных вулканитах Камчатки и геохимическая неоднородность областей генерации расплавов // Ксенолиты и гомеогенные включения. М.: Наука, 1969. С. 5-19 .

Масуренков Ю.П., Иванов Б.В. Петрологическая неоднородность области магмообразования Ключевской группы вулканов // Глубинное строение, сейсмичность и современная деятельность Ключевской группы вулканов. Владивосток, 1976. С. 61-77.

Наумов В.Б., Коваленко В.И., Бабанский А.Д., Толстых М.Л. Генезис андезитов по данным изучения расплавных включений в минералах // Петрология. 1997. Т. 5. N С. 654-665.

Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. 336 с.

Пийп Б.И. Ключевская сопка и ее извержения в 1944-1945 гг. и в прошлом // Труды Лабор. Вулканол. АН СССР. 1956. Вып. II. 309 с.

Селиверстов Н.И. Глубинная гидратация океанской литосферы и геодинамика северного участка Курило-Камчатской островной дуги // Вулканология и сейсмология . 2001. N1. С. 24-38.

Соболев А.В. Включения расплавов в минералах как источник принципиальной петрологической информации // Петрология. 1996. Т. 4. N 3. С. 228-239.

Фролова Т.И., Перчук Л.Л., Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. М.: Недра, 1989. С. 261.

Хубуная С. А., Соболев А.В. Первичные расплавы известково-щелочных магнезиальных базальтов Ключевского вулкана Камчатка // Докл. РАН. 1998. Т. 360. N1. С. 100-102.

Щека С.А. Базит-гипербазитовые интрузии и включения в эффузивах Дальнего Востока. М.: Наука, 1983. 166 с.

Щека С.А., Сахно В.Г., Макарова Ж.А. и др. О происхождении гипербазитовых включений в эффузивах Авачинской группы // Вопрсы геологии, геохимии и металлогении северо-западного сектора Тихоокеанского пояса. Владивосток, 1970. С. 112-115.

Щека С. А., Куренцова Н. А., Волынец О.Н. Гипербазитовый парагенезис вкрапленников базальтов // Типоморфные особенности породообразующих минералов / Ред. Г.Б. Левашев. Владивосток, 1978. С. 5-41.

Ballhaus C., Berry R.F., and Green D.H. High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer: implications for the oxidation state of the upper mantle // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. 107. P. 27-40.

Bloomer S.H., Hawkins J.W. Petrology and geochemistry of boninite series volcanic rocks from the Mariana trench // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 97. N3. P. 361-377.

Braitseva O.A., Bazanova L.I., Melekestsev I.V., and Sulerzhitskiy L.D. Large Holocene Eruptions of Avacha Volcano, Kamchatka (7250-3700 14c years B.P.) // Volc. Seis. 1998. V. 20. P. 1-27.

Crawford A.JU., Falloon T.J., Green D.H. Classification, petrogenesis and tectonic setting of boninites // Boninites and related rocks. London: Unwin Hyman, 1989. P. 1-49.

Falloon T.J., Green D.H., Mc Culloch M.T. Petrogenesis of high-Mg and associated lavas from the north Tonga Trench // Boninites and related rocks. London: Unwin Hyman, 1989. P. 357-398.

Flerov G.B., Fedorov P.I., Churikova T.G. Geochemistry of Late Cretaceous-Paleogene potassic rocks of the early evolutionary stage in the Kamchatka island arc // Petrology. 2001. V. 9. N 2. P. 161-178.

Gasparik T. Two-pyroxene thermobarometry with new experimental data in the system CaO-MgO-Al2O3-SiO2 // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. V. 87. P. 87-97.

Jakues A.L., and Green D.H. Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts // Contrib. Mineral. Petrol. . 1980. V. 73. P. 287-310.

Klingenberg B.M.E.T., Kushiro I. Melting of a chromite-bearing harzburgite and generation of boninitic melts at low pressures under controlled oxygen fugacity // Lithos. 1996. V 37. P. 1-13.

Koloskov A.V., Zharinov S.E. Multivariate statistical Analysis of Clinopyroxene Compositions from Mafic and Ultramafic xenoliths in volcanic Rocks // J. Petrology. 1993. V. 34. Part 1. P. 173-185.

Leeman W. P., Scheidegger K.F. Olivine-liquid distribution coefficients and atest for crystal-liquid equilibrium // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. V. 35. N2. P. 247-257.

Mercier J.-C.C. Single-pyroxene thermobarometry // Tectonophysics. 1980. V. 70. P. 1-37.

Mercier J.-C.C. Equilibrium state of diopside-bearing harzburgites from ophiolites: Geobarometric and geodynamic implications // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 85. N4. P. 391-403.

Wood B.J., Banno S. Garnet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems // Contrib. Miner. And Petrol. 1973. V. 42. P.109-124.