Mineral-phase paragenes in explosive products of modern emergencies of Kamchatka and Kuril volcanoes. Part 2. Minerals-satellites of tolbach type diamond

Full Text

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.

About the authors

V. I. Silaev

Institute of Geology, Komi Science Center, Ural Branch of RAS

Author for correspondence.
Email: silaev@geo.komisc.ru
Russian Federation, Pervomayskaya str. 54, Syktyvkar, 167982

G. A. Karpov

Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS

Email: karpovga@kscnet.ru
Russian Federation, bul’var Piipa 9, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006

L. P. Anikin

Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS

Email: silaev@geo.komisc.ru
Russian Federation, bul’var Piipa 9, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006

L. P. Vergasova

Institute of Volcanology and Seismology FEB RAS

Email: silaev@geo.komisc.ru
Russian Federation, bul’var Piipa 9, Petropavlovsk-Kamchatsky, 683006

V. N. Filippov

Institute of Geology, Komi Science Center, Ural Branch of RAS

Email: silaev@geo.komisc.ru
Russian Federation, Pervomayskaya str. 54, Syktyvkar, 167982

K. V. Tarasov

Institute of Geology, Komi Science Center, Ural Branch of RAS

Email: silaev@geo.komisc.ru
Russian Federation, Pervomayskaya str. 54, Syktyvkar, 167982

References

Supplementary files