Минерально-фазовый парагенезис в эксплозивных продуктах современных извержений вулканов Камчатки и Курил. Часть 2. Минералы-спутники алмазов толбачинского типа
- Авторы: Силаев В.И.1, Карпов Г.А.2, Аникин Л.П.2, Вергасова Л.П.2, Филиппов В.Н.1, Тарасов К.В.1
-
Учреждения:
- Институт геологии Коми НЦ УрО РАН
- Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
- Выпуск: № 6 (2019)
- Страницы: 36-49
- Раздел: Статьи
- URL: https://journals.eco-vector.com/0203-0306/article/view/17667
- DOI: https://doi.org/10.31857/S0203-03062019636-49
- ID: 17667
Цитировать
Полный текст
Аннотация
В составе изученного нами эксплозивно-атмоэлектрогенного парагенезиса установлено более 100 минеральных видов, разновидностей и некристаллических фаз – углеродных минералов, фаз и соединений, самородных металлов и сплавов, карбидов, силицидов, нитридов, галогенидов, халькогенидов, оксидов, силикатов и алюмосиликатов, кислородных солей. Исследованный парагенезис характеризуется аномально низким уровнем минералогической организации, что свидетельствует о глубинном происхождении вещества в эксплозивной фации вулканических извержений, включая углеродные минералы, фазы и органические соединения.
Ключевые слова
Полный текст
ВВЕДЕНИЕ
К настоящему времени в составе эксплозивно-атмоэлектрогенного макропарагенезиса на камчатских (Толбачик, Ключевской, Корякский) и курильских (Алаид, о. Атласова) вулканах установлено более 100 минеральных видов, разновидностей и некристаллических фаз [Карпов и др., 1991; Карпов, Мохов, 2010; Карпов и др., 2014а, б, в; Chaplygin et al., 2016; Карпов и др., 2017; Зеленский и др., 2017; Аникин и др., 2018]. Это – значительное научное достижение, например, в кимберлитах и кимберлитоподобных породах к 1990 г. было выявлено не более 80 минералов [Владимиров и др., 1990].
МИНЕРАЛЬНЫЙ КАДАСТР ПАРАГЕНЕЗИСА
В состав исследуемого макропарагенезиса входят представители всех минеральных типов – от самородных элементов и простых веществ до кислородных солей (табл. 1). Из выявленных минералов и фаз только пять представляют собой углеродистые образования, остальные же можно рассматривать как минералы (фазы)-спутники последних.
Самородные элементы – превалирующий по числу видов тип минералов в эксплозивных продуктах вулканизма, представленный 26 простыми видами и 7 сплавами. Наблюдаются в виде частиц неправильной формы, каплевидных сферул, стружкоподобных пластинок, проволочек размером от первых десятков до 500 мкм (рис. 1).
Рис. 1. Самородные металлы из эксплозивных продуктов извержения камчатских вулканов.
СЭМ-изображения в режимах вторичных и упруго-отраженных электронов.
Таблица 1. Сводный кадастр минералов и фаз эксплозивно-атмоэлектрогенного происхождения в продуктах извержений камчатских и курильских вулканов
№ п/п | Типы | Виды | Разновидности | |
1 | Самородные элементы | Алмаз С | ||
2 | Графит С | |||
3 | Диуглерод C2 | |||
4 | Шунгитоподобное углеродное вещество C | |||
5 | Золото Au (Ag,Cu), проба 720–750 ‰ | |||
6 | Амальгамы золота Au (Hg) | |||
7 | Железо Fe | Железо беспримесное | ||
8 | Железо Si-Mn-Cr-содержащее | |||
9 | Железо Zn-содержащее | |||
10 | Железо цинк-молибденистое | |||
11 | Алюможелезо* Fe (Al) | |||
12 | Медь Cu | Медь Ni-содержащая | ||
13 | Цинк Zn | Цинк железистый | ||
14 | Цинк молибденсодержащий | |||
15 | Сплав Cu-Au-Ag | |||
16 | Кадмий Cd | |||
17 | Олово Sn | |||
18 | Свинец Pb | |||
19 | Молибден Mo | |||
20 | Кремний Si | |||
21 | Алюминий Al | |||
22 | Дюралюминий* | Алюминий медистый (Cu-Al) | ||
23 | Алюминий кремнистый | |||
24 | Алюминий железистый | |||
25 | Алюминий медисто-кремнистый | |||
26 | Алюминий железисто-кремнистый | |||
27 | Алюминий кремнисто-железистый | |||
28 | Алюминий железисто-медистый | |||
29 | Таллий Tl | |||
30 | Сера S | |||
31 | Алюмо-оловянный сплав* | |||
32 | Медно-цинковый сплав (латунь) | |||
33 | Медно-оловянный сплав (бронза) | |||
34 | Сплав MnNi–Mn2Ni* | |||
35 | Медно-никелевый сплав* | |||
36 | Свинцово-хромовый сплав* | |||
37 | Алюмо-углеродные композиты | |||
38 | Алюмо-олово-углеродные композиты | |||
39 | Карбиды | Хамрабаевит TiC | ||
40 | Муассанит α′ -SiC | |||
41 | Когенит Fe3C | |||
42 | Квансонгит WC | |||
43 | Силициды | Нагчуит (силицид железа) FeSi | ||
44 | Гупейит (фердисилицит) FeSi2 | |||
45 | Силицид титана TiSi* | |||
46 | Дисилицид титана TiSi2* | |||
47 | Цангпоит TiFeSi2 | |||
№ п/п | Типы | Виды | Разновидности | |
48 | Нитриды | Осборнит TiN | ||
49 | Галиды | Бромаргирит AgBr | Гидроксил-бромаргирит* | |
50 | Бромид таллия TlBr* | |||
51 | Бромид вольфрама WBr2* | |||
52 | Бромид меди CuBr2* | |||
53 | Бромид цинка ZnBr2 | |||
54 | Иодид свинца PbJ2 | |||
55 | Монохлорид меди CuCl | |||
56 | Халькогениды | Пирит FeS2 | ||
57 | Гексапирротин Fe7S8 | |||
58 | Пентландит (Fe,Ni)9S8 | |||
59 | Халькопирит CuFeS2 | |||
60 | Борнит Cu5FeS4 | |||
61 | Кубанит CuFe2S3 | |||
62 | Минералы группы халькозина Cu2S–CuS | |||
63 | Галенит PbS | |||
64 | Система FeS–PbS* | |||
65 | Твердые растворы системы FeS–PbS–CuS | |||
66 | Киноварь HgS | |||
67 | Карлинит Tl2S | |||
68 | Моносульфид таллия TlS* | |||
69 | Реальгар AsS | |||
70 | Аморфный SiO2 | |||
71 | Оксиды | Рутил TiO2 | ||
72 | Ильменит FeTiO3 | |||
73 | Бариоперовскит BaTiO3 | |||
74 | Корунд α′ -Al2O3 | Корунд Ti-содержащий (сапфироподобный) | ||
75 | Корунд аномально титанистый* | |||
76 | Корунд аномально железистый* | |||
77 | Дельталюмит δ-Al2O3 | |||
78 | Твердые растворы δ-Al2O3 + Tl2O3* | |||
79 | Хромит FeCr2O4 | |||
80 | Ульвит Fe2TiO4 | Ульвит шпинеле-магноферрито-магнетитовый | ||
81 | Ульвит магноферрито-магнетитовый | |||
82 | Магнетит FeFe2O4 | Магнетит шпинеле-ульвитовый | ||
83 | Магнетит магноферрито-ульвитовый | |||
84 | Касситерит SnO2 | |||
85 | Авиценнит Tl2O3 | |||
86 | Шпинель MgAl2O4 | |||
87 | Силикаты и алюмосиликаты | Вулканическое стекло | ||
88 | Плагиоклазы (Ca1–xNax[Al2–xSi2+xO8] | |||
89 | Монтичеллит CaMg[SiO4] | |||
90 | Циркон Zr[SiO4] | |||
91 | Циркониево-силикатная фаза Zr[Si2O6] | |||
92 | Оливин (Mg,Fe)2[SiO4] | |||
93 | Ортопироксены (Mg,Fe)2[Si2O6] | |||
94 | Роговая обманка Ca2(Mg,Fe,Al)5[(Al,Si)6O22](OH)2 | |||
95 | Клинопироксены Ca(Mg,Fe)[Si2O6] | |||
№ п/п | Типы | Виды | Разновидности | |
96 | Кислородные соли | Барит | ||
97 | Pb-Fe сульфат* | |||
98 | Фторхлоргидроксилапатит | |||
99 | Кальцит | |||
100 | Неупорядоченные карбонаты системы MnCO3–FeCO3–CaCO3–MgCO3 | |||
101 | Карбонаты Zn-Cu-Ca-стронциевые* | |||
102 | Карбонаты Ca-Cu-Mg-стронциевые* | |||
103 | Карбонаты Cu-Sr-магниевые* | |||
Примечание. Звездочкой отмечены фазы, потенциально претендующие на статус новых минералов.
К наиболее распространенным простым соединениям относится самородное железо, подразделяющееся на беспримесную, SiMnCr-, Al- и Zn-содержащие, цинкистую и цинкисто-молибденистую разновидности. Эмпирическая формула этого минерала – Fe0.73–1(Si,Al,Mn,Cr,Zn,Mo)0–0.23. В некоторых частицах самородного железа встречаются мелкие включения железистого цинка и железисто-силикатной стеклофазы состава (мас. %): SiO2 54.15–69.34, TiO2 0–2.04, Al2O3 4.76–20.12, Fe2O3 5.71–39.28, MgO 0–20.15, CaO 1.05–6.25, Na2O 0–4.43, K2O 1.12–6.48. Последнее прямо указывает на образование самородного железа в процессе извержения. Вторым по распространенности в исследуемых продуктах вулканизма выступает самородный алюминий состава Al0.99–1Co0–0.01 и недавно открытый нами [Силаев и др., 2017] природный дюралюминий – микрогетерофазный продукт распада твердых поликомпонентных растворов на основе алюминия. Самородные медь состава Cu0.94–0.98Si0–0.01S0–0.04Cl0–0.01, цинк, молибден и свинец наблюдаются гораздо реже железа и алюминия, образуя неправильные по форме угловатые частицы размером от 70 × 30 до 250×100 мкм. Частицы цинка чаще всего сложены сплавом состава Zn2Fe–Zn5Fe3, реже отмечается молибденсодержащий цинк состава Zn0.8–1Mo0–0.2. В самородном молибдене регистрируется примесь железа, а в самородной меди – примесь никеля, достигающая первых мас. %, что на диаграмме состояния медно-никелевых сплавов отвечает области идеальной растворимости никеля в меди. Изредка в эксплозивных продуктах обнаруживаются частицы самородного олова Sn0.89Cu0.02Fe0.01Ca0.03Si0.03Al0.02, самородного кремния Si0.96–1Fe0–0.04Ca0–0.01 и среднепробного золота Au0.72–0.74Ag0.015–0.20Cu0.04–0.07Ta0–0.01. Частицы золота размером 30–50 мкм имеют неправильную форму и выглядят как бы оплавленными. На зернах пироксенов встречаются пленки амальгам золота. Самородные олово и кремний присутствуют в виде угловатых форм размером (150–200)–(300–350) мкм и микрокорок толщиной 2–3 мкм, нарастающих на муассанит. Особый интерес представляют находки частиц самородного таллия состава Tl0.85–0.89 Cu0.08–0.09Ni0–0.02W0–0.01Cl0–0.03Br0–0.02 и самородного кадмия, встречающихся в тонкой агрегации с сульфидными и галоидными фазами.
В число самородных элементов можно включить также шарики размером 0.5–1 мм практически нацело сложенные серой. В качестве незначительной примеси в ней выступают алюмосиликаты, присутствие которых объясняется микровключениями вулканического стекла.
Наиболее распространенными сплавами в исследуемых продуктах вулканизма являются сплавы на основе меди – природные аналоги бронз и латуней (рис. 2). Они наблюдаются в виде фазово-гомогенных, неправильных по форме и часто удлиненных частиц размером от 30 × 10 до 130 × 100 мкм. Некоторые из таких частиц обнаруживают грануляционную структуру с размером субизометричных индивидов рекристаллизации 200–650 нм. Последнее свидетельствует о сильном пластическом деформировании. Состав исследованной латуни варьируется в относительно узких пределах, характеризуясь эмпирической формулой Cu5Zn3–CuZn. Это сопоставимо с высокотемпературным (около 750°С) переходом от неупорядоченных твердых растворов цинка в меди (α′ -фаза) до упорядоченного сплава (βI-фаза). Составу эксплозивной бронзы отвечает формула Cu12Sn–Cu13Sn. На диаграмме состояния соответствующих технических сплавов это соответствует α′ -фазе, кристаллизующейся при температуре 750–800°С.
Рис. 2. Металлические сплавы: а – бронза; б, в – латунь. СЭМ-изображения в режиме упруго-отраженных электронов.
Весьма впечатляющая находка в исследуемых эксплозиях Трещинного Толбачинского извержения 2012–2013 гг. – это частицы Mn-Ni сплава, обнаруженные как в свободном виде, так и наросшими на поверхность алмаза (рис. 3) и некристаллического углеродного вещества. При этом упомянутый сплав существенно варьируется по составу – Mn0.47–0.83Ni0.17–0.46 (Cu0–0.02Si0–0.02Zn0–0.01Fe0–0.01). Судя по размаху колебаний состава, сплав в частицах представлен обеими модификациями – кубической MnNi и тетрагональной в пределах Mn3Ni–Mn5Ni. Принципиальное значение этой находки состоит в том, что она коррелируется, во-первых, с аномальным обогащением этими элементами непосредственно толбачинских алмазов, а во-вторых, с фактом обнаружения Р. Виртом и Ф.В. Каминским в толбачинских алмазах нановключений состава MnNi–Mn2Ni.
Рис. 3. Никелево-марганцевые сплавы на поверхности алмаза (слева) и в виде свободных частиц (справа). СЭМ-изображения в режимах упруго-отраженных и вторичных электронов.
Простые соединения в эксплозивных продуктах объединяют 11 карбидов, силицидов и нитридов (рис. 4). Среди карбидов резко преобладает муассанит, встречающийся в эксплозивных продуктах довольно часто. Он наблюдается в виде угловатых с признаками огранения субизометричных бесцветных зерен размером от 120 × 80 до 150 × 100 мкм, иногда в срастании с самородным кремнием и некристаллическим углеродным веществом. Содержание кремния в муассаните оценивается в 70.06–70.72 мас. %, из элементов-примесей зарегистрированы Al, Cr, Mg.
Рис. 4. Карбиды и нитриды в эксплозивных продуктах камчатских вулканов.
а, б – частицы муассанита; в – муассанит в срастании с самородным кремнием; г, д – муассанит в срастании с некристаллическим углеродным веществом; е – микрокорка алюмосодержащего осборнита на зерне муассанита; ж–и – включения хамрабаевита в корунде. СЭМ-изображения в режиме вторичных и упруго-отраженных электронов.
Реже встречаются карбиды железа и титана. Особенно интересным в силу своей редкой встречаемости является хамрабаевит, обнаруженный в виде изометричных включений размером 2–20 мкм в зернах корунда. Состав этого минерала (мас. %): Ti 78.30–79.11, Al 0–0.93, Si 0–0.47, Fe 0–0.91, V 0–0.66, эмпирическая формула – (Ti0.98–0.99Al0–0.01(Si, Fe)0–0.01C.
Силициды обнаруживаются спорадически в виде зерен размером от первых до 100 микрон, но при этом представлены как минимум пятью минеральными видами. Наиболее часто встречаются силициды железа – относительно высокотемпературный ферсилицид нагчуит стехиометричного состава FeSi и более низкотемпературный ромбический фердисилицид гупеит состава (Fe0.75–1Al0–0.17Cr0–0.02Mn0–0.02Mg0–0.03Ca0–0.05)Si2. Наряду с ферсилицидами выявлены очень редкий железо-титановый силицид – цангпоит состава Fe(Ti0.89–0.90Al0.06–0.07Zr0.03–0.04)Si2 и два потенциально новых (как минералы) титановых силицида с эмпирическими формулами около TiSi и TiSi2. Установление в эксплозивных продуктах современных вулканов столь широкой ассоциации силицидов представляется новым научным фактом, поскольку в современных минералогических обобщениях нет даже упоминания о вулканогенном образовании таких минералов [Тищенко и др., 2016].
Особенно сенсационной находкой на современных вулканах является нитрид титана – осборнит, который, несмотря на обнаружение в 1980-х гг. в эруптивных породах в зоне сочленения Украинского щита с Донбассом [Татаринцев и др., 1987], все еще считается исключительно космическим минералом [Parthasarathy et al., 2017]. В нашем случае алюмосодержащий осборнит наблюдался в виде микрокорки толщиной 1–3 мкм на частице корунда. Диагностирован по составу (мас. %): Ti 70.39, Al 4.89, N 24.72. Эмпирическая формула – (Ti0.89Al0.11)N. Здесь следует сказать, что соединения, содержащие азот в виде нашатыря неоднократно отмечались в продуктах извержений камчатских вулканов. Обычен он и в составе высокотемпературных фумарольных газов. В составе возгонов в порах и пустотах в лавах Толбачинского извержения 2012–2013 гг. В.М. Округиным был обнаружен новый минерал (NH4,K)MgCl2x6H2O – новограбленовит [Округин и др., 2018]. В статье подчеркивается, что этот минерал образовался под воздействием окклюдированных газов, обогащенных HCl и NH3.
Галогениды в составе собственно эксплозивной фации вулканитов очень редки. Они обнаруживаются лишь как включения субмикронного размера в частицах таллиевых минералов, будучи представленными пятью бромидами – таллия, вольфрама, меди, цинка и серебра, и единичными хлоридами и иодидами меди и свинца. В свободном состоянии эти минералы, вероятно, не сохраняются, очень быстро превращаясь при охлаждении в кристаллогидраты и теряя парагенетические связи с минералами собственно эксплозивного парагенезиса.
К халькогенидам относятся 11 сульфидов, включая твердые растворы, и один арсенид. Наиболее часто отмечаются гломерообразные сростки микропочковидных индивидов стехиометричного пирита. Другие сульфиды чаще всего наблюдаются в виде включений в корунде. Среди этих минералов – относительно высокотемпературный гексогональный пирротин, сульфиды Cu, Fe, Ni, Pb и необычные Fe-Pb моносульфиды. Состав последних колеблется в весьма широких пределах (мас. %): Pb 44.62–76.72, Fe 7.24–29.08, Cu 0–3.19, S 16.02–24.33. Эмпирическая формула таких минералов может быть представлена в виде (Fe0.65–0.74Pb0.26–0.30Cu0–0.07)S. Не исключено, что здесь мы имеем дело либо с фазово-гомогенными твердыми растворами состава FeS+PbS+CuS, сохранность которых обусловлена закалочным эффектом, либо с еще одной фазой в рамках уже известной системы Cu-Fe-Zn-Sn-S [Moh, 1975].
Наибольший интерес представляют скелетные вершино-реберные формы джирит-спионкопита состава Cu1.12–1.70S и сульфиды таллия (рис. 5). Последние на камчатских вулканах встречаются нередко, а некоторые из них открыты именно на Толбачике. В рассматриваемом случае, судя по данным аналитической СЭМ, мы имеем дело с двумя сульфидными соединениями, больше известными как техногенные фазы. Первый из этих сульфидов рассчитывается на стехиометрию карлинита Tl2S, а второму отвечает эмпирическая формула моносульфида (Tl0.46Al0.31Cu0.06K0.04Na0.04Ca0.04)0.95S. Такое фазовое сосуществование свидетельствует о значительной неоднородности по Eh среды формирования эксплозивной вулканической фации.
Рис. 5. Скелетные формы джирит-спионкопита (а) и массивные выделения таллиевых сульфидов (б, в). СЭМ-изображения в режиме упруго-отраженных электронов.
Оксиды – второй превалирующий по числу видов тип минералов в рассматриваемой фации современных вулканитов. Наиболее часто встречающимся оксидным минералом является корунд, представленный разноокрашенными зернами размером от 130 × 50 до 300 × 150 мкм (рис. 6а–6в). По химическому составу выделяются три основные разновидности – бесцветная беспримесная, розовая хромсодержащая и голубая титанистая. Последняя представляется преобладающей, характеризуясь наиболее сложным составом (мас. %): Al2O3 95.15–99.69, TiO2 0.54–1.53, Fe2O3 0–4.01, MgO 0–1.24. Эмпирическая формула такого корунда – (Al1.94–2Ti0.01–0.02Fe0–0.05 Mg0–0.03)2O3. Судя по составу, этот минерал можно отнести к сапфировой разновидности корунда, но с несколько более высоким, чем обычно, содержанием титана. В виде единичных зерен выявлены еще две разновидности, которые условно можно определить как аномально высокотитанистую и высокожелезистую. Составу первой из этих разновидностей соответствует эмпирическая формула (Al1.28Ti0.63Fe0.02Mg0.05 Si0.02)2O3, а второй – (Al1.69–1.74Fe0.26–0.39)2O3.
Рис. 6. Корунд (а, б), дельталюмит (в) и бариоперовскит (г) из эксплозий камчатских вулканов. СЭМ-изображения в режимах вторичных и упруго-отраженных электронов.
Наряду с корундом – тригональной α′-модификацией Al2O3 в эксплозивных продуктах вулканизма часто встречаются глобулообразные формы так называемого молочно-белого корунда, оказавшегося неизвеcтной ранее тетрагональной δ-модификацией Al2O3, получившей при регистрации название дельталюмит [Pekov et al., 2016]. В этом минерале установлены лишь незначительные примеси Si и Cu – в сумме до 1–1.5 мас. %.
В составе эксплозивных минерализаций обнаружен также редкий минерал бариоперовскит, открытый сравнительно недавно в гидротермально-метаморфогенных жилах в США и углеродистых сланцах в России. В нашем случае этот минерал образует почти идеальные сферулы с очень гладкой поверхностью (см. рис. 6г), отвечающие по составу стехиометричному BaTiO3.
Значительную роль в эксплозивной фации играют шпинелиды, среди которых преобладают твердые растворы на основе магнетита, слагающие округлые, как бы “оплавленные”, зерна. По кристаллохимическому и минальному составу такие минералы подразделяются на четыре разновидности: магнетит (Fe7.28–7.84Mn0–0.16Mg0–0.72Cu0–0.56)8 (Fe14.80–15.84Ti0.16–0.56)16O32; магнезиоферрит-магнетит (Fe5.68–7.28Mg0.72–1.84Mn0–0.32Cu0–0.32)8 (Fe12.96–16Al0–0.72Ti0–2V0–0.32)16O32; ульвит-магнезиоферрит-магнетит (Fe6.64Mg1.12 Mn0.24)8 (Fe14.24Ti0.96Al0.80)16O32; магнезиоферрит-ульвит-магнетит (Fe6.48–6.88Mg0.96–1.44Mn0.08–0.16)8 (Fe11.92–12.80Ti2–2.40Al0.80–1.36V0–0.40)16O32. Изредка встречаются магнетит-герцинит (Fe6.48Mg072Cu0.64)8(Fe9.12Al6.72Ti016)16O32 и медистый шпинелид состава (Fe3.12Cu2.88Mg1.84Mn0.16)8(Fe15.36Al0.48Ti0.24)16O32. Последний в минальном выражении дает магнезиоферрит-магнетит-купрошпинель (мол. %): купрошпинель (36), магнетит (33), магнезиоферрит (23), ульвит (3), герцинит (3), якобсит (2). В единичных зернах обнаружены магнетит-ульвит, хромсодержащий герцинит и хромит с содержанием Cr2O3 62–65 мас. %. Как известно, именно такие хромиты характерны для глубинных ультрамафитов и встречаются в виде включений в мантийных алмазах.
Важным оксидным образованием в вулканических эксплозиях являются магнитные глобулы, распространяющиеся, как известно, очень далеко за пределы вулканов, и иногда трактующиеся в качестве атипичных минералов-спутников алмазов [Силаев и др., 2009]. В рассматриваемом случае магнитные сферулы встречаются во множестве, широко варьируясь по размеру от 10 до 350 мкм (рис. 7). По характеру поверхности их можно подразделить на три разновидности – с гладкой, полигонально-дифференцированной и полигонально-дифференцированной и скульптированной поверхностью. По составу такие глобулы на 55–95% магнетитовые, в качестве примеси выступает стеклофаза. В некоторых глобулах имеется силикатное ядро, сложенное монтичеллитом. Магнетитовую фазу в глобулах можно подразделить на три разновидности (в скобках – миналы, мол. %): 1) магнетитовую (Fe7.44–8Cu0–0.56Mn0–0.16)8 (Fe14.80–15.84Ti0.16–0.48Al0–0.72)16O32 (магнетит 90–91, ульвит 2–6, купрошпинель 0–7; якобсит 0–2); 2) купрошпинель-магнезиоферрит-магнетитовую (Fe5.76–6.96Mg0.80–1.04 Cu0.24–0.96Mn0–0.24)8(Fe15.76–16Ti0–0.24)16O32 (магнетит 72–87, магнезиоферрит 10–13, купрошпинель 3–12, якобсит 0–3); 3) ульвит-магнезиоферрит-магнетитовую (Fe5.68–6.56Mg1.20–1.84Cu0–0.32 Mn0.16–0.24)8(Fe14.88Ti0.48–1.12Al0–0.64)16O32. Очевидно, что по кристаллохимическому и минальному составу магнитные глобулы практически тождественны выше рассмотренным зернам шпинелидов.
Рис. 7. Магнитные сферулы с гладкой (а, б), полигонально-дифференцированной (в) и полигонально-дифференцированной и скульптированной (г) поверхностью. Стрелкой на рис. 7б показано силикатное ядро. СЭМ-изображения в режимах вторичных и упруго-отраженных электронов.
Понятно, что охарактеризованные выше фазы шпинелидов и магнитные глобулы являются многокомпонентными твердыми растворами. Однако в соответствующих минеральных индивидах не наблюдается структур распада, что можно объяснить закалочным эффектом, т. е. быстрым охлаждением первичного материала до температуры ниже минимальной температуры экссолюции.
Силикаты и алюмосиликаты в эксплозиях представлены характерной для базальтоидов ассоциацией минералов, среди которых преобладают плагиоклазы средне-основного состава, Са-содержащий оливин состава Fo0.70–0.85, пироксены и амфиболы. Однако основную роль в этой фации вулканитов играют частицы вулканического стекла часто каплевидной формы размером в пределах 100–500 мкм со жгутикообразными ответвлениями (рис. 8а). По химическому составу такие частицы отвечают олигоклаз-лабрадоровому стеклу (мас. %): SiO2 54.13–54.50; Al2O3 20.47–32.29; Fe2O3 0.45–0.61; CaO 4.73–11.40; Na2O 4.76–6.57; K2O 0–0.66. Кроме того, обнаружены сферулы размером 40–60 мкм (см. рис. 8б), сложенные аморфным кремнеземом (мас. %): SiO2 98–99.69, Fe2O3 0–0.99, MnO 0–1.11. В единичных случаях в зернах магнетит-ульвита обнаружены удлиненно-призматические включения циркониево-силикатной фазы, близкой по стехиометрии к Zr[Si2O6] (см. рис. 8в).
Рис. 8. Частицы алюмосиликатного стекла (а), глобул аморфного кремнезема и включение циркониево-силикатной фазы в оплавленном зерне магнетит-ульвита (в). СЭМ-изображения в режиме вторичных электронов.
Кислородные соли в эксплозивных образованиях представлены гидроксилапатитом, баритом, карбонатами и единичными сульфатами (рис. 9). Фторхлогидроксилапатит встречается в единичных зернах неправильной формы. По составу он относится к серосодержащей разновидности (мас. %): CaO 55.09–55.68, P2O5 41.15–41.90, SO3 0–1.19. Его эмпирическая формула – Ca9.93–10.12[P5.85–6S0–0.15O24](F,Cl, OH)2.01–2.24. Барит отмечается гораздо чаще, наблюдаясь не только в виде собственных угловатых зерен, но и в виде субмикронной вкрапленности в частицах стеклофазы. Примеси в барите не установлены. Кроме барита, в стеклофазе обнаружены примазки ближе неопределенного Pb-Fe сульфата состава (мас. %): Fe2O3 38.20, Pb 23.29, CuO 2.02, SO3 28.06. Условную эмпирическую формулу этого минерала можно представить как (Fe1.36Pb0.30Cu0.07)1.73[SO4](OH)1.46. Из карбонатов чаще всего встречается кальцит, наблюдающийся как микровкрапленность в алюмосиликатных частицах, так и в виде отдельных идиоморфных кристаллов размером 10–50 мкм. Помимо кальцита, в вулканических пеплах выявлены неупорядоченные поликомпонентные карбонатные твердые растворы, которые по составу можно подразделить на четыре вида: Mg-Ca-Fe-марганцевый (Mn0.27–0.40Fe0.26–0.35Ca0.19–0.38Mg0.06–0.09)[CO3], Zn-Cu-Ca-стронциевый (Sr0.53–0.85Ca0.08–0.42Zn0.02–0.03Cu0.02–0.05)[CO3], Cu-Ca-Mg-стронциевые (Sr0.48–0.79Mg0.07–0.44Ca0.03–0.11)[CO3] и Cu-Sr-магниевые (Mg0.93–0.99 Sr0.01–0.05Cu0.01–0.02)[CO3].
Рис. 9. Кислородные соли: фторхлоргидроксилапатит (а), кальцит (б), гипс (и), карбонаты Zn-Cu-Ca-стронциевые (г) и Cu-Ca-Mg-сиронциевые и Cu-Sr-магниевые (д).
МИНЕРАЛОГИЧЕСКАЯ ОРГАНИЗАЦИЯ ЭКСПЛОЗИЙ
Доступная к настоящему времени степень минералогической изученности эксплозивной фации вулканитов дает возможность оценить уровень и характер ее минералогической организации, используя методику, разработанную и хорошо опробованную академиком Н.П. Юшкиным и его учениками [Юшкин и др., 1987, 2007; Силаев, Юшкин, 1985; Силаев и др., 2003]. Результаты соответствующих расчетов приводят к выводу о сильной аномальности вулканических эксплозий по характеру распределения минералов как по кристаллохимическим типам, так и по кристаллографическим сингониям.
В части кристаллохимического распределения (табл. 2) эксплозии выглядят аномально в сравнении со всеми эталонными топосами – Луной (геохимически недифференцированное планетное вещество), земной корой (геохимически дифференцированное планетное вещество), Уралом (металлогенически насыщенный ороген) и европейским Северо-Востоком России (металлогенически бедная континентальная окраина). Эта аномальность обусловлена обогащением в 3(Луна)–15(земная кора) раз самородными элементами и простыми соединениями и, напротив, дефицитом 2.5(Луна)–4(земная кора) раз силикатов и кислородных солей. В соответствии с этими данными находится и значение коэффициента К минералогической сложности геологических объектов по Б.В. Чеснокову, рассчитывающегося как отношение числа минералов к числу минералообразующих элементов. В нашем случае это значение коэффициента К составило 3.32, что значительно уступает аналогичным значениям для типичных производных минерало-породообразования в условиях земной коры [Чесноков, 1997].
Таблица 2. Распределение (%) минералов по кристаллохимическим типам
Кристаллохимические типы и пропорции | Луна | Земная кора | Урал | Европейский Северо-Восток России | Камчатка |
Самородные элементы и простые соединения (карбиды + силициды + нитриды) [ПВ] | 15.05 | 2.91 | 6.85 | 7.21 | 42.16 |
Галиды [Г[ | Не обн. | 4.13 | 1.78 | 1.17 | 6.86 |
Халькогениды [ХГ] | 11.83 | 17.18 | 22.14 | 30.02 | 14.71 |
Оксиды (О) | 23.66 | 12.18 | 16.24 | 15.11 | 15.69 |
Силикаты + алюмосиликаты [СЛ] | 37.63 | 26.66 | 29.27 | 29.20 | 8.82 |
Кислородные соли [КС] | 11.83 | 36.17 | 23.51 | 17.29 | 7.84 |
Углеродистые вещества и органоиды [УВО] | Не обн. | 0.77 | 0.21 | Не обн. | 3.92 |
А = ПВ + ХС | 26.88 | 20.09 | 28.99 | 37.23 | 56.87 |
В = Г + О | 23.66 | 16.31 | 18.02 | 16.28 | 22.55 |
С = СЛ + КС | 49.46 | 63.6 | 54.88 | 46.49 | 16.66 |
С/A | 1.84 | 3.16 | 1.89 | 1.25 | 0.29 |
Примечание. Данные для эталонных топосов заимствованы из работы [Юшкин и др., 2007].
В случае распределения минералов по кристаллографическим сингониям (табл. 3) эксплозии по своей минералогической организации выглядят также весьма необычно. В сравнении с земной корой, Уралом и европейским Северо-Востоком России эксплозивная фация вулканитов обогащена кубическими и гексогональными минералами в 1.5–3 раза, но дефицитна по моноклинным и ромбическим минералам в 1.3–3.3 раза. Из этого следует, что эксплозивный минеральный макропарагенезис имеет аномально высокий индекс симметричности (К > 70), что совершенно не характерно для минерального континуума земной коры (К < 30), состоящего на 47–51% из моноклинных и ромбических минералов.
Таблица 3. Распределение (%) минералов по кристаллографическим сингониям
Сингонии, категории сингоний и индекс симметричности (IS) | Земная кора | Урал | Европейский Северо-Восток России | Камчатка |
Триклинная (ТРК) | 6.7 | 5.8 | 4.8 | 0 |
Моноклинная (М) | 26.8 | 30.7 | 29.1 | 9.46 |
Ромбическая (Р) | 24.6 | 16.1 | 18.7 | 14.86 |
Тетрагональная (ТЕТ) | 9.4 | 7.6 | 7.5 | 9.46 |
Тригональная (ТРИГ) | 8.6 | 10.9 | 11.4 | 10.81 |
Гексагональная (Г) | 9.6 | 7.6 | 8.4 | 14.86 |
Кубическая (К) | 14.3 | 21.3 | 20.1 | 40.55 |
Низшая (ТРК+М+Р) | 58.1 | 52.6 | 52.6 | 24.32 |
Средняя (ТЕТ+ТРИГ+Г) | 27.6 | 26.1 | 27.3 | 35.13 |
Высшая (К) | 14.5 | 21.3 | 20.1 | 40.55 |
IS | 45.5 | 48.6 | 48.8 | 71.17 |
Примечание. Данные для эталонных топосов заимствованы из работы [Юшкин и др., 2007].
Таким образом, проведенный анализ показывает, что исследованный нами эксплозивно-атмоэлектрогенный макропарагенезис характеризуется аномально низким уровнем минералогической организации, как в кристаллохимическом, так и минералосимметрийном отношениях, что практически не встречается у продуктов корового минерало-породообразования. Это весомый аргумент в пользу выводов о глубинном, фактически мантийном происхождении вещества, по крайней мере, в эксплозивной фации вулканических извержений. Очень симптоматичным в этой связи выглядит и установленный нами факт относительного обогащения именно эксплозивной фации вулканитов углеродными минералами, фазами и органическими соединениями в 5–20 раз по сравнению с коровыми образованиями.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
К настоящему времени в состав исследованного нами эксплозивно-атмоэлектрогенного макропарагенезиса (состоящего из двух групп минералов: собственно углеродного парагенезиса и минералов-спутников) входит более 100 минеральных видов, разновидностей и некристаллических фаз. Из выявленных минералов и фаз только пять представляют собой углеродные образования, остальные можно рассматривать как минералы (фазы)-спутники последних. В число минералов-спутников входят: самородные металлы и сплавы (33), простые соединения (11), галогениды (7), халькогениды (15), оксиды (16), силикаты и алюмосиликаты (9), кислородные соли (8). Среди этих минералов имеются уникальные по редкости и происхождению, в частности, природный дюралюминий, открытый нами недавно; Mn-Ni сплавы, обнаруженные не только в свободном состоянии, но и в виде нановключений в толбачинских алмазах; хамрабаевит TiC, цангпоит FeTiSi2 и особенно осборнит TiN, считающийся до настоящего времени внеземным минералом. Результаты расчетов привели к выводу о том, что исследованный эксплозивно-атмоэлектрогенный макропарагенезис характеризуется аномально низким уровнем минералогической организации, как в кристаллохимическом, так и кристаллосимметрийном отношениях, что свидетельствует в пользу представлений о глубинном происхождении вещества в эксплозивной фации вулканических извержений, включая углеродные минералы, фазы и органические соединения. Таким образом, впервые обосновано представление о том, что изученный парагенезис в целом образовался в верхних зонах земной коры и непосредственно в атмосфере, но за счет относительно мало геохимически дифференцированного глубинного вещества.
Об авторах
В. И. Силаев
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН
Автор, ответственный за переписку.
Email: silaev@geo.komisc.ru
Россия, 67982 Сыктывкар, ул. Первомайская, 54
Г. А. Карпов
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
Email: karpovga@kscnet.ru
Россия, 683006 Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9
Л. П. Аникин
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
Email: silaev@geo.komisc.ru
Россия, 683006 Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9
Л. П. Вергасова
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
Email: silaev@geo.komisc.ru
Россия, 683006 Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9
В. Н. Филиппов
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН
Email: silaev@geo.komisc.ru
Россия, 67982 Сыктывкар, ул. Первомайская, 54
К. В. Тарасов
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН
Email: silaev@geo.komisc.ru
Россия, 67982 Сыктывкар, ул. Первомайская, 54
Список литературы
- Аникин Л.П., Силаев В.И., Чубаров В.М. и др. Алмаз и другие акцессорные минералы в продуктах извержения 2008–2009 гг. Корякского вулкана (Камчатка) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2018. № 2. С. 18–27.
- Владимиров Б.М., Соловьева Л.В., Киселёв А.Н. и др. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы. Кимберлиты – ультраосновная формация древних платформ. Новосибирск: Наука, 1990. 263 с.
- Зеленский М.Е., Каменецкий В.С., Данюшевский Л.В. Сульфиды и благородные металлы в примитивных островодужных базальтах на примере вулканов Толбачик, Камчатка // Вулканизм и связанные с ним процессы. XX ежегодная научная конференция вулканологов. Петропавловск-Камчатский: Изд-во ИВиС, 2017. С. 46–49.
- Карпов Г.А., Аникин Л.П., Флёров Г.Б. и др. Минералого-петрографическме особенности алмазосодержащих продуктов Трещинно-Толбачинского извержения 2012–2013 гг. // Вулканизм и связанные с ним процессы. Материалы ежегодной конференции вулканологов. Петропавловск-Камчатский, 2014а. С. 283–287.
- Карпов Г.А., Мохов А.В. Микрочастицы самородных металлов, сульфидов и оксидов в андезитовых пеплах Карымского вулкана // Вулканология и сейсмология. 2010. № 3. С. 19–35.
- 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
- Карпов Г.А., Силаев В.И., Аникин Л.П. и др. Алмазы и сопутствующие минералы в продуктах Трещинного Толбачинского извержения 2012–2013 гг. // Вулканология и сейсмология. 2014б. № 6. С. 3–20.
- Карпов Г.А., Силаев В.И., Аникин Л.П. и др. Новый генетический тип алмазов в ассоциации с самородными металлами в продуктах Трещинного Толбачинского извержения 2012–2013 гг. // Проблемы и перспективы современной минералогии (Юшкинские чтения-2014). Материалы минералогического семинара с международным участием. Сыктывкар: Геопринт, 2014в. С. 128–131.
- Карпов Г.А., Штеренберг Л.Е., Золотарев Б.П., Ерощев-Шак В.А. Рудные минералы в пеплах вулкана Карымский (извержение – январь 1996 г.) // Вулканология и сейсмология. 1991. № 2. С. 24–28.
- Округин В.М., Каримова О.В., Кудаева Ш.С. Новограбленовит – минерал возгонов вулкана Толбачик // Знание беспредельно… // Материалы XXXV Крашенинниковских чтений. Петропавловск–Камчатский, 2018. С. 258–260.
- Силаев В.И., Карпов Г.А., Аникин Л.П. и др. Первая находка природного дюралюминия // ДАН. 2017. Т. 476. № 1. С. 98–101.
- Силаев В.И., Чайковский И.И., Харитонов Т.В. и др. К проблеме атипичных и нетрадиционных минералов-спутников алмаза (на примере Урала). Сыктывкар: Геопринт, 2009. 65 с.
- Силаев В.И., Юхтанов П.П., Плоскова С.И. и др. Кадастр минералов европейского Северо-Востока России как отражение минеральной организации геологических комплексов. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2003. 76 с.
- Силаев В.И., Юшкин Н.П. Проблемы топоминералогических исследований районов с гидротермальной минерализацией // Минералогический сборник Львовского госуниверситета. 1985. № 39. Вып. 1. С. 6–14.
- Татаринцев В.И., Сандомирская С.М., Цимбал С.Н. Первая находка нитрида титана (осборнит) в горных породах // Доклады АН СССР. 1987. Т. 296. № 6. С. 1458–1461.
- Тищенко А.И., Касаткин А.В., Шкода Р. Силициды (нагчуит, линьчжиит, лобусаит и цангпоит) в сарматских известняках Крыма // Новые данные о минералах. 2016. Вып. 51. С. 30–37.
- Чесноков Б.В. Коэффициент К – новая характеристик минеральных объектов // Уральский минералогический сборник. 1997. № 7. С. 264–268.
- Юшкин Н.П., Силаев В.И., Плоскова С.И. Минералогический облик Урала (анализ минеральных кадастров). Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2007. С. 513–519.
- Юшкин Н.П., Шафрановский И.И., Янулолов К.П. Законы симметрии в минералогии. Л.: Наука, 1987. 336 с.
- Chaplygin I.V., Lavrushin V.Y., Dubinina E.O. et al. Geochemistry of volcanic gas at the 2012–13 Tolbachik eruption, Kamchatka // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 2016. № 323. P. 186–193.
- Moh G. Tin-Containing Mineral Sistems. Part II: Phase Relations and mineral assemblages in Cu-Fe-Zn-Sn-S system // Chemie Der Erde-Geochemistry. 1975. V. 34. № 1. P. 1–61.
- Parthasarathy G., Haggerty S.E., Sreedhar B., Dilawar N. Osbornit (TiN): Implications for an extraterrestrial origin of Carbonado-Diamonds // Conference: 35th International Geological Congress At. Cape Town, South Africa. 2017. V. 35. P. 1486
- Pekov I.V., Anikin L.P., Chukanov N.V. et al. Deltalumite, IMA 2016-027. CNMNC Newsletter № 32, August 2016, page 919 // Mineralogical Magazine. 2016. V. 80. P. 919–920.