Петрология, 2023, T. 31, № 3, стр. 321-346

Минералы-вкрапленники и их реликты в ксенолитах

Минералы-вкрапленники в ксенолитах частично или полностью замещены более поздними ассоциациями (рис. 2а–2г). В случае полного замещения вкрапленников зачастую сохраняется исходная форма кристалла; крупные кристаллы Px, Amp подвергаются наложенным преобразованиям в меньшей степени по сравнению с Pl. По мелким вкрапленникам (доли мм) темноцветных минералов часто развиваются гранулярные зерна, сами кристаллы приобретают округлые очертания и бухтообразные границы с минералами микрогранобластового парагенезиса.

Рис. 2.

Микрофотографии ксенолитов с реликтами первично-магматической ассоциации (а–в – в скрещенных николях, г – в проходящем свете). (а) обр. SK09/4b, SK2109p – клинопироксен-плагиоклазовые породы из группы пород вулканов Безымянный и Камень; (б) обр. SK2109k – плагиоклаз-клинопироксеновые породы из группы платобазальтов основания КГВ; (в) обр. SK2107c – порода с бластопорфировой структурой и многочисленными реликтами вкрапленников плагиоклаза из группы пород вулканов Безымянный и Камень; (г) обр. SK2109o, SK2109b – с реликтами вкрапленников амфибола с 2Px-Pl-Ti-Mag каймами разложения, пироксенов и плагиоклаза – мафические включения из группы пород вулканов Безымянный и Камень. (д) – состав реликтов вкрапленников пироксенов из ксенолитов в сравнении с составами пироксенов из предполагаемых протолитов. Составы пироксенов магматических пород взяты из работ (Churikova et al., 2015; Давыдова и др., 2017, 2018а, 2018б; Davydova et al., 2022).

Плагиоклаз вкрапленников либо замещен микрогранобластовым агрегатом новообразованного Pl, либо имеет текстурные признаки плавления и перекристаллизации. В результате частичного плавления формируются реакционные зоны, где новообразованный кальциевый плагиоклаз и расплав замещают “островки” реликтового, относительно более натрового плагиоклаза (текстуры типа отпечаток пальца, fingerprint-structure, (Grapes, 2011); рис. 3в, 3г). Таким образом, надежных оснований судить о составе исходного Pl не имеется. Единичные реликты Ol (Mg# 55–65) сохраняются в обр. VK12/16.

Рис. 3.

BSE-изображения: (а) – Fe-волластонит-геденбергитовый прожилок, обр. VK12/12; (б) – реликт кварца в сульфиде, окруженном практически полностью перекристаллизованной волластонит-геденбергитовой ассоциацией, обр. SK2109l; (в, г) – плагиоклаз со следами плавления-перекристаллизации и структурой отпечатка пальца. (д) – состав пироксенов из различных ассоциаций пирометаморфизованнных ксенолитов. Sulf – сульфидная фаза.

По набору реликтов магматических минералов в рассматриваемых ксенолитах и их распределению среди пород этой группы выделяются четыре типа:

Первая группа (рис. 2в) объединяет породы, вкрапленники в которых были представлены Pl, формирующим кристаллы диаметром до 2 мм, редко 3–5 мм, и значительно более редкими и мелкими кристаллами пироксенов (обр. SK2107c). Мелкие вкрапленники Opx и Cpx в таких породах не сохраняют исходной морфологии, либо замещаясь микрогранобластовым агрегатам, либо испытав частичное плавление. Набор вкрапленников и их пропорции соответствуют типичным андезибазальтам влк. Безымянный (например, Shcherbakov et al., 2011) и “существенно плагиоклазовым породам”, распространенным в постройке влк. Камень (Чурикова и др., 2012).

Вторая группа представлена породами, в которых относительное количество вкрапленников Pl (~70% от общего числа вкрапленников) ниже, чем в породах первой группы, а также присутствуют реликты пироксенов и паргасита (рис. 2г). Амфибол окружен 2Px-Pl-Ti-Mag опацитовыми каймами (обр. SK2109b) или представлен полными 2Px-Ti-Mag псевдоморфозами (обр. SK2109o). Аналогичные каймы часто встречаются в Amp из пород влк. Безымянный (Давыдова и др., 2017). Также подобные породы, хоть и значительно реже, описаны на влк. Камень (Churikova et al., 2013).

Третья группа (рис. 2а) включает в себя Cpx-Pl породы (обр. SK09/4b, SK2109p). Размер вкрапленников Cpx достигает 5–7 мм, в наименее измененных образцах кристаллы сохраняют ритмичную зональность. Кристаллы Pl диаметром до 2 мм более распространены, чем Cpx. Подобные породы описаны в постройке влк. Камень (Churikova et al., 2013), аналогов среди описанных пород влк. Безымянный не обнаружено.

Четвертую группу составляют Pl-Cpx породы (рис. 2б), где вкрапленники Cpx преобладают над Pl (обр. SK2109k). Cpx представлен крупными (5–7 мм) кристаллами, часто зональными, Pl – таблитчатыми кристаллами (1–2 мм). Подобные породы встречаются среди неметаморфизованных ксенолитов высоко-К трахиандезибазальтов, описанных ранее на влк. Безымянный (Давыдова и др., 2018а), а также среди пород высоко-K тренда, описанных в основании Толбачинского массива (Churikova et al., 2015). В нескольких таких ксенолитах присутствуют реликты биотита (обр. SK2109n, VK12/22f, SK2109h в Suppl. 1, ESM_10.xlsx) являющиеся первично-магматическими, согласно классификации (Nachit et al., 2005). Биотит не встречается в породах вулканов Камень и Безымянный, однако встречается, например, в ксенолитах высоко-К трахиандезибазальтов. На основании этого факта мы предполагаем, что аналогами протолитов данных ксенолитов являются высоко-К породы, известные в виде платобазальтов основания КГВ и также распространенные в постройках Плоских Сопок и влк. Толбачик (Churikova et al., 2013, 2015).

Прожилковый парагенезис

В образцах VK12/12, VK12/16, VK12/22f, SK2109l сохраняются следы полностью или частично перекристаллизованных прожилков мощностью 0.5–1 мм (рис. 3а) и отдельных гнезд, аналогичных по минеральному составу. Перекристаллизованные прожилки содержат следующие пироксены и пироксеноиды: Ca-Ts_0–0.01Wo_0.7–0.8En_0.01–0.02Fs_0.2–0.3 (далее – Fe-Wo, Fe-волластонит), Ca-Ts_0.06–0.16 Wo_0.36–0.44En_0.02–0.07Fs_0.42–0.48 (железистый авгит и геденбергит, далее – Hd, геденбергит), Ca-Ts_0.05–0.07 Wo_0.37–0.40En_0.35–0.41Fs_0.15–0.18 (магнезиальный авгит и диопсид, далее – диопсид). Составы минералов приведены в табл. 2 и Suppl. 1, ESM_2.xlsx. Fe‑волластонит представлен округлыми включениями диаметром 200 мкм в геденбергите. Отдельные гнезда диопсида обрастают геденбергитовыми каймами (рис. 3а), часто с плавным возрастанием железистости к краю каймы. На волластонит-геденбергитовые агрегаты нарастает новообразованный клинопироксен и/или ортопироксен, аналогичный по составу пироксену из микрогранобластового парагенезиса данного образца. В образце VK12/22f в подобных перекристаллизованных гнездах также присутствуют единичные зерна апатита и титанита (Suppl. 1, ESM_13.xlsx), в обр. SK2109l – только апатит.

В образце VK12/12 в центральных частях прожилка присутствуют единичные округлые включения кварца в геденбергите, диаметром 15 мкм, и медно-железистых сульфидов, диаметром в первые микроны. В обр. SK2109l в крупном зерне пирротина, заключенном в диопсид-геденбергитовом гнезде, также сохраняется включение кварца диаметром 10 мкм.

Микрогранобластовый парагенезис

Во всех рассматриваемых ксенолитах присутствуют многочисленные изометричные и субизометричные зерна плагиоклаза, пироксенов, титаномагнетита размером 500 мкм, чаще 100–200 мкм. Они развиваются по вкрапленникам (единичные зерна и их агрегаты) и структурно полностью замещают основную массу исходных пород. В последнем случае возможно два крайних типа структур – микрогранобластовый агрегат с минимальным, вплоть до его отсутствия, количеством интерстициального стекла либо отдельные идиоморфные кристаллы, погруженные в стекло (рис. 4б). В пределах одного образца ксенолита могут быть представлены зоны с различными структурами, количество стекла тоже может варьировать, без явной зависимости от расстояния, до края ксенолита. В единичных случаях также меняется минеральный состав: одни минералы могут быть представлены только в краевой части ксенолита, другие – по всей его площади (например, обр. SK09/4d, где плагиоклаз и Ti-магнетит в центральной части сменяются двупироксен-плагиоклаз-магнетитовой каймой).

Рис. 4.

BSE-изображения. (а) – обр. VK18/4b, изменение состава стекла и постепенное исчезновение кварца во вмещающем андезибазальте по мере удаления от контакта с ксенолитом; (б) – идиоморфные кристаллы плагиоклаза в стекле, обр. SK2109c.

Кроме того, в некоторых ксенолитах выделяются аналогичные микрогранобластовой ассоциации по набору и составу минералов “пегматоидные” зоны с более крупными (0.5–0.8 мм) ограненными кристаллами, погруженными в содержащее пузыри вулканическое стекло.

Минеральный состав

Микрогранобластовая ассоциация для большинства ксенолитов сложена Pl ± Px-Ap ± Mag ± ± Ilm ± Gl (табл. 1; Suppl. 1, ESM_1–ESM_8.xlsx). Составы минералов в вулканических стеклах варьируют в разных образцах, однако в пределах одного образца довольно однородны (табл. 3, 4; Suppl. 1, ESM_2–ESM_13.xlsx). Описание всех образцов представлено в Suppl. 2, ESM_1.pdf. В данном разделе мы приводим обобщенное описание типичных новообразованных минеральных ассоциаций и их распространенность, и, отдельно, более детальное описание двух сильно выбивающихся из общей картины ксенолитов.

Наиболее часто встречается в образцах ассоциация из клинопироксена, ортопироксена, плагиоклаза, магнетита, апатита и интерстициального стекла (обр. SK09/4d, VK12/17, SK2109b, SK2109h, SK2109o). Аналогичный набор минералов, дополненный ильменитом, характерен для ксенолитов (обр. VK12/21a, VK18/4b, SK2107c, SK2109g, SK2109i). Реже встречаются ксенолиты только с ортопироксеном (обр. SK2109l, SK2109l). В ксенолитах (обр. SK09/4b, VK12/12, VK12/16, VK12/23d, SK2109c) микрогранобластовая ассоциация представлена только плагиоклазом, Ti-магнетитом, апатитом (+интерстициальное стекло), в обр. VK12/22f также присутствует ильменит. Наименее распространены минералы микрогранобластового парагенезиса в обр. SK2109p, с многочисленными субмикронными зернами магнетита и апатита.

В большинстве образцов минералы гомогенны, но на контакте с вулканическим стеклом часто образуется субмикронная каемка более натрового (для плагиоклаза) или железистого (для пироксенов) состава. Рудные минералы часто значительно крупнее силикатных (200–300 мкм против десятков мкм) и часто образуют прожилки, в том числе вместе с сульфидами (см. ниже). В обр. SK2109i пироксены и плагиоклаз обладают слабо выраженной зональностью (не более 5 номеров An/Mg#), в образцах SK2109b и SK2109o плагиоклаз характеризуется резкой нормальной зональностью, где ядро содержит на 20–30 мол. % An больше, чем кайма. В каймах плагиоклаза и в интерстициях между зернами в ксенолите, обр. SK2109b, также встречается фаза SiO₂, слишком мелкая для количественного анализа, либо стекло с россыпью субмикронного рудного минерала.

Ассоциация (Cpx-Opx-Pl-Mag-Ilm) фиксируется в обр. VK18/4b, в дополнение к которой присутствует кварц (рис. 4а). Плагиоклаз практически анортитового состава An_85–87 (табл. 4) образует мелкие гомогенные зерна. Пироксены из микрогранобластового парагенезиса обладают округлыми очертаниями, по составу аналогичны вышеописанным. Кварц формирует округлые зерна диаметром до 0.5 мм, часто в срастании с пироксенами и плагиоклазом или в непосредственном контакте со стеклом. Большая часть крупных зерен приурочена к каналам из пор. Отдельные зерна содержат включения клинопироксена, магнетита и сульфидов.

Образец SK2109k (Grt-Cpx-Pl-Ttn-Mag-Anh) не содержит микроскопически заметных следов гидротермальных преобразований, однако состав новообразованного клинопироксена приближается к составу клинопироксена из прожилкового парагенезиса (табл. 3, рис. 3д). В клинопироксене встречаются единичные включения граната гроссуляр–андрадитового ряда (Suppl. 1, ESM_12.xlsx). Плагиоклаз анортитового состава обычно гомогенен, в отдельных случаях встречаются ядра состава An_91–92 с тонкими каймами и заливами ~An_81–87. В качестве акцессорного минерала в одной части образца присутствует титанит, в другой – магнетит. Стекло редко присутствует в интерстициях, большая часть образца его не содержит. В отдельных порах присутствует ангидрит в виде идиоморфных вытянутых кристаллов длиной до 1 мм.

Сульфиды и сульфаты

Сульфиды присутствуют и распределены в ксенолитах неравномерно – от полного их отсутствия до многочисленных прожилков (Suppl. 1, ESM_1.xlsx), также различается их происхождение и состав. Происхождение сульфидов определено по вмещающим фазам: сульфиды из реликтов вкрапленников мы считаем магматическими, из прожилковых ассоциаций – гидротермальными, все остальные – новообразованными.

Большинство сульфидных фаз представлено сульфидами Fe и Cu, остальные элементы (Ni, Co) содержатся в минимальных количествах (от значений ниже порога обнаружения до долей процента), поэтому их содержание мы не приводим. Практически все сульфидные фазы, вне зависимости от предполагаемого происхождения, представлены округлыми глобулами либо ксеноморфны, идиоморфные кристаллы встречены только в одном обр. VK12/21a.

Магматические сульфиды зафиксированы в образцах SK09/4b, VK12/17, SK2109b, SK2109k, где они представлены включениями закаленного сульфидного расплава в реликтах магматических минералов. Представительные составы магматических сульфидов приведены в табл. 5. В пироксенах, плагиоклазе и магнетите они представлены единичными округлыми включениями, по составу отвечающими ISS (промежуточному твердому раствору). В центральных частях амфиболов сульфидные включения представлены MSS (моносульфидный твердый раствор), в 2Px-Pl-Ti-Mag каймах по амфиболу – ISS.

В образцах SK09/4b и SK2109b в реликтах клинопироксена фиксируются единичные включения диаметром до 50 мкм, сильно окисленные и частично замещенные агрегатом из оксидов/гидроксидов железа. В обр. SK2109b сульфиды гетерофазные (25 и 50 ат. % Cu), в обр. SK2109b гомогенные (25 ат. % Cu). В плагиоклазе с текстурами типа отпечатка пальца сульфиды встречаются несколько чаще (3–5 обособлений на реликт диаметром в несколько сотен мкм). Здесь они представлены округлыми глобулами диаметром в первые микроны, приуроченными к зонам с вулканическим стеклом. По составу они приблизительно отвечают ISS; их размер мал для количественного анализа.

В образце VK12/17 единичное включение в ядре амфибола диаметром 30 мкм, тесно ассоциирующее с магнетитом, по составу соответствует MSS, тогда как все остальные сульфидные образования (включения диаметром 10–15 мкм в плагиоклазе, магнетите, 2Px-Pl-Ti-Mag каймах по амфиболу) характеризуются составами, близкими к ISS. Все сульфиды в данном образце содержат кислород, от 2.5 ат. % в MSS до 7 ат. % в ISS из реакционных кайм.

В образце SK2109k имеется единичное гомогенное включение сульфида во вкрапленнике клинопироксена диаметром 20 мкм (60 ат. % Cu).

Гидротермальные, сохраняющиеся в Fe-Wo-Hd прожилках, сульфиды представлены округлыми выделениями диаметром от первых мкм до 10 мкм в образцах VK12/12, VK12/22f (MSS и ISS, представительные составы приведены в табл. 5, однако чаще всего они слишком маленькие для количественного анализа) до 150 мкм в обр. SK2109l. Гидротермальные сульфиды из обр. SK2109l по составу соответствуют MSS с 2 ат.% Cu, по краям замещаются оксидами/гидроксидами железа, а также содержат включения кварца.

Новообразованные сульфиды и сульфаты зафиксированы в образцах SK09/4b, VK12/12, VK12/16, VK12/21a, VK12/22f, VK18/4b, SK2109c, SK2109i, SK2109l, SK2109n. Средние составы сульфидных фаз приведены в табл. 6, более подробно – в Suppl. 1, ESM_9.xlsx.

В образцах SK2109l, SK2109n новообразованные сульфиды представлены в многочисленных Ti-магнетит-сульфидных (±апатит) прожилках мощностью 200–300 мкм, сростках аналогичного состава, реже в виде отдельных зерен диаметром до 100 мкм или включений в магнетите. По составу они отвечают MSS (0.8–1.2 ат. % Cu).

Титаномагнетит-сульфидные прожилки мощностью до 100 мкм также распространены в обр. VK18/4b. Кроме прожилков, сульфиды представлены в виде отдельных ксеноморфных зерен диаметром до 200 мкм, в тесном срастании с минералами микрогранобластового парагенезиса (вплоть до формирования пойкилитовых структур) и отдельных округлых включений в кварце диаметром до 10 мкм. На контакте ксенолита с вмещающим андезибазальтом сульфидные зерна частично окислены и замещены оксидами/гидроксидами железа. Состав сульфидной фазы выдержан в пределах образца, отвечает MSS (0.3 ат. % Cu).

Относительно крупные (100–200 мкм) зерна подобного состава (MSS, 0.4 ат. % Cu) широко распространены в ксенолитах (обр. VK12/12, VK12/16, VK12/22f). В обр. VK12/16 они ксеноморфны и тесно срастаются с Ti-магнетитом; в обр. VK12/12 часть зерен субидиоморфна, нет их явной ассоциации с Ti-магнетитом, сульфидная фаза часто замещена агрегатом из субмикронных оксидов/гидроксидов железа и сульфатов; подобная для обр. VK12/12 картина также наблюдается в обр. VK12/22f, но в отдельных случаях в разрушенных сульфидах из сульфид-титаномагнетит-ильменитовых сростков здесь также сохраняются реликты сульфидной фазы, по составу отвечающей ISS (20 ат. % Cu).

В обр. SK09/4b по MSS из титаномагнетит-сульфидных сростков, ассоциирующих с пироксен-плагиоклазовым парагенезисом, развиваются сульфиды меди, а по контакту зерен магнетита из данных сростков и пор образуются тонкие каймы фазы, содержащей, в ат. %: Cu ~ 30, O ~ 50, Cl ~ 13.

В обр. SK2109i сульфиды разнообразны. Здесь также присутствуют многочисленные крупные (до 500–700 мкм мощностью/диаметром) титаномагнетит-сульфидные прожилки и сростки, ассоциирующие с пироксен-плагиоклазовым парагенезисом, но, в отличие от других образцов, в этих сульфидах (MSS, <1 ат. % Cu) присутствуют жилки и округлые обособления сульфидной фазы, по составу отвечающей ISS (15–18 ат. % Cu, рис. 5г). В виде включений в пироксенах присутствуют округлые обособления (ISS) со следами распада твердого раствора (10 и 15 ат. % Cu, соответственно). Также в породе присутствуют отдельные сульфидные глобули (все по составу отвечают ISS, но разные глобули характеризуются разной величиной Fe/Cu) в стекле, диаметром ~100 мкм. Часть из них (мелкие, до 10 мкм) гомогенны по химическому составу (14 ат. % Cu, <1 ат. % O). Такие глобули на контакте с порами окружены тонкой сульфатной корочкой. Мелкие капли в стекле и пироксенах содержат 10 ат. % Cu и 20 ат. % O. Часть из них (15–25 ат. % Cu) пористые, неоднородные, богатые кислородом (5–10 ат. %) и обрастающие поздними богатыми O фазами (40 ат. %). Другие глобули (20 ат. % Cu) содержат тонкие выделения более медистой фазы (38 ат. % Cu) и еще более медистые субмикронные прожилки поверх обоих фаз. В целом для ксенолита, обр. SK2109i, характерно неравномерное распределение меди в сульфидах. Ее концентрация увеличивается в краевых частях ксенолита, в сульфидах на контакте с поровым пространством и в отдельных прожилках (рис. 6).

Рис. 5.

Сульфиды и сульфаты в пирометаморфизованных ксенолитах, BSE-изображения. (а) обр. SK09/4b, неоднородная сульфидная глобула на контакте с магнетитом и состав слагающих ее фаз (б); (в) сульфид-магнетитовый прожилок, обр. SK2109l; (г) неоднородое сульфидное обособление в срастании с магнетитом, обр. SK2109i; (д) замещение сульфида сульфатами и гидроксидами железа, обр. VK12/12; (е) ангидрит, обр. SK2109k.

Рис. 6.

Карта распределения меди в обр. SK2109i. Желтая точечная линия маркирует границу ксенолита (сверху) и вмещающего андезибазальта.

В образце VK12/21a сульфиды присутствуют в виде гомогенных глобул диаметром до десятка микрон в стекле (ISS, 40–45 ат. % Cu), неоднородных глобул диаметром 50–80 мкм в стекле и округлых включений в пироксенах и плагиоклазе аналогичного размера. Часть из них содержит идиоморфные кристаллы пентландита (до 30 ат. % Ni). Для относительно крупных (более 10 мкм) зерен, имеющих контакт со стеклом, характерно наличие тонких, более медистых прожилков и кайм (на 5–15 ат. % Cu) и реже признаки окисления сульфидной фазы. В целом состав таких зерен колеблется в диапазоне 20–45 ат. % Cu.

Для образца SK2109c характерны включения сульфидов диаметром в первые десятки микрон в породообразующих минералах и единичные практически полностью замещенные оксидами/гидроксидами железа мелкие сульфидные глобули в стекле. Включения в минералах неоднородны, для них типично разделение на несколько фаз: относительно гомогенный халькопирит (24.5 ат. % Cu) и агрегат из нескольких более высоко-Cu фаз (47 и 55 ат. % Cu, например). Все фазы содержат кислород: 2 ат. % в случае включений в пироксенах и 10 ат. % – в магнетите со следами распада твердого раствора.

Сульфаты (ангидрит, CaSO₄, рис. 5е) в виде отдельных кристаллов длиной 0.5–1 мм в поровом пространстве представлены в обр. SK2109k. В образцах VK12/12, VK12/22f по сульфидам железа вместе с оксидами Fe формируются агрегаты субмикронных сульфатных образований железа (рис. 5д).

Петрохимия

Исходя из геолого-географического расположения влк. Безымянный и общих петрографических наблюдений, более подробно обсуждаемых в разделе “Типы протолитов вулканических пород”, мы рассматриваем составы ксенолитов (рис. 7, 8, табл. 7) в сравнении с эруптивными продуктами вулканов Камень, Безымянный, платобазальтами основания КГВ и описанными ранее неизмененными ксенолитами высоко-К трахиандезибазальтов из литературных источников.

Рис. 7.

Валовый состав и состав стекол пирометаморфизованных ксенолитов. Здесь и на рис. 9 составы свежих вулканических пород приведены согласно работам (Churikova et al., 2001, 2013; Turner et al., 2013; Давыдова и др., 2017; Davydova et al., 2022).

Рис. 8.

Содержание микроэлементов в пирометаморфизованных ксенолитах.

Важно помнить, что частичное плавление основных пород приводит к формированию расплава, который, при достижении некоторого критического количества (7%, Palin et al., 2016) эффективно удаляется из метаморфизуемого субстрата – в крупных метаморфических толщах это приводит к формированию лейкосом и обедненных кремнием и щелочными элементами меланосом. При частичном плавлении ксенолитов выжимки кислого расплава эффективно перемешиваются с окружающей, более основной магмой, а мы лишь наблюдаем последствия – уменьшение содержания кремнезема и щелочей в ксенолитах относительно их протолитов (Grapes, 2011; Palin et al., 2016). В условиях приповерхностного очага и подводящего канала влк. Безымянный калий, в отличие от натрия, характеризуется некогерентным поведением (Shcherbakov et al., 2011; Давыдова и др., 2017а; Davydova et al., 2022) и при плавлении/перекристаллизации богатых им фаз (например, калиевого полевого шпата или биотита, встречающихся в ксенолитах высоко-К трахиандезибазальтов, Давыдова и др., 2018а) будет перераспределяться в расплав. Таким образом, калий будет максимально эффективно удаляться из рассматриваемых ксенолитов, поэтому опираться на его содержание при выявлении протолита некорректно.

Состав обр. VK12/17 с небольшим количеством минералов из микрогранобластовой ассоциации аналогичен ранее описанным мафическим включениям влк. Безымянный и андезибазальтам влк. Камень. Слабо перекристаллизованные ксенолиты (обр. SK09/4b, SK09/4d) по химическому составу отвечают наиболее основным составам пород рассматриваемого разреза как по содержанию макро-, так и микроэлементов (51–52 мас. % SiO₂, 9 мас. % MgO). Состав ксенолита, обр. VK12/22f, в целом ложится в поле составов платобазальтов основания КГВ практически на всех диаграммах, кроме SiO₂–K₂O (0.6 мас. % vs > 1.5 мас. %), SiO₂–Rb (10 ppm vs >25 ppm).

Обр. SK2109k, из платобазальтов основания КГВ, с нетипичным Grt-Hd-An составом микрогранобластовой ассоциации, по содержанию MgO, FeO соответствует составам ксенолитов высоко-К трахиандезибазальтов, но значительно обогащен кальцием (>20 мас. % CaO) и обеднен щелочными элементами (K, Na, Rb).

Остальные изученные образцы демонстрируют широкие вариации валового химического состава. Единственная общая закономерность – все они смещены относительно составов свежих вулканических пород района в низко-K область (0.1–0.4 мас. % K₂O) и практически все (за исключением кварцсодержащего обр. VK18/4b) – в низко-Si (45–53 мас. % SiO₂).

Кварцсодержащий обр. VK18/4b по содержаниям MgO и SiO₂ отвечает современным вулканитам влк. Безымянный, но сильно обеднен относительно них щелочными элементами и обогащен CaO. Менее ярко выражено обеднение Al₂O₃ и обогащение TiO₂ и FeO.

Образцы с микрогранобластовым и прожилковым парагенезисами (обр. VK12/12, VK12/16) незначительно обогащены CaO и FeO относительно вулканогенных пород района, схожие закономерности типичны для обр. SK2109c.

Содержание меди в ксенолитах коррелирует с содержанием сульфидной минерализации: 15–85 ppm в ксенолитах без новообразованных сульфидов, 120–1500 ppm в образцах с сульфидной минерализацией. Исключение составляет обр. SK2109k, практически не содержащий сульфидов (единичные магматические сульфиды в реликтах вкрапленников), с крупными кристаллами ангидрита в порах – в нем содержится порядка 200 ppm Cu.

Содержание серы (от значений ниже порога ее обнаружения, 0.01 мас. %) до 2.5 мас. % также коррелирует с наличием или отсутствием новообразованных сульфидов и сульфатов.

Температура кристаллизации микрогранобластового парагенезиса

В этом разделе приведем данные о параметрах формирования новообразованных минералов; условия кристаллизации пород-протолитов рассматривались раннее: для вулканических пород влк. Безымянный и влк. Пра-Безымянный в (Shcherbakov et al., 2011; Turner et al., 2013; Almeev et al., 2013; Давыдова и др., 2017; Davydova et al., 2022), для ксенолитов платобазальтов в (Давыдова и др., 2018а).

Ильменит-магнетитовый геотермометр и оксифугометр. Ильменит и магнетит присутствуют в части ксенолитов в виде сростков – расчет температуры их кристаллизации с помощью программы ILMAT (Lepage, 2003; Anderson, Lindsley, 1985) показывает значения в узком диапазоне 930–950°C (Suppl. 1, ESM_1.xlsx). Для ксенолитов, где рудные минералы несут следы распада твердого раствора, расчетная температура, определенная для пар ильменит–магнетит, систематически ниже 810–880°C. Фугитивность кислорода колеблется в пределах NNO-NNO+0.7.

Двупироксеновый геотермометр. Наличие стекол, как свидетельство существования расплава, в большей части образцов делает корректным использование геотермометров, откалиброванных для вулканических систем. Оценка температуры с помощью уравнения 36 из (Putirka, 2008) проводилась при 1 кбар, что приблизительно отвечает глубине приповерхностного очага влк. Безымянный, согласно, например (Koulakov et al., 2021; Davydova et al., 2022). При повышении давления до 3 кбар расчетная температура изменяется максимум на 10°C. Прошедшие тест на равновесие (K_D(Fe-Mg)^Cpx-Opx = ${{\left( {{{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Cpx}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Cpx}}} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Cpx}}}}} \right)} \mathord{\left/ {\vphantom {{\left( {{{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Cpx}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Cpx}}} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Cpx}}}}} \right. \kern-0em} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Cpx}}}}} \right)} {\left( {{{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Opx}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Opx}}} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Opx}}}}} \right. \kern-0em} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Opx}}}}} \right)}}} \right. \kern-0em} {\left( {{{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Opx}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{X_{{{\text{Fe}}}}^{{Opx}}} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Opx}}}}} \right. \kern-0em} {X_{{{\text{Mg}}}}^{{Opx}}}}} \right)}}$ = = 1.09 ± 0.14, Putirka et al., 2008) пары зафиксированы всего в нескольких образцах: 960°C (VK12/16); 950–960°C (SK2109g) и 990°C (SK2109h). При этом во всех этих образцах пары ильменит–магнетит отсутствовали.

Гранат-клинопироксеновый термометр (Nakamura, 2009) применяли только к обр. SK2109k (единственному, содержащему включения граната в клинопироксене), полученная оценка последнего равновесия пары гранат–клинопироксен соответствует 850°C.

Аномально железистый волластонит (16.5 мас. % FeO), сохраняющийся в Fe-Wo-Hd прожилках, также может быть использован для минимальной оценки температуры. Согласно данным по исследованию фазовых равновесий в системе CaSiO₃-CaFeSi₂O₆ (рис. 9; Rutstein, 1971; Shimazaki, Yamanaka, 1973; Ganino et al., 2019; Seryotkin et al., 2012), кристаллизация Fe-волластонита происходила при температуре не ниже 920°C в ксенолите, обр. VK12/16, и 800–850°C в образцах VK12/12 и VK12/22f (рис. 9).

Рис. 9.

Положение составов Fe-волластонита из пирометаморфизованных ксенолитов на диаграмме состав–температура для ряда волластонит–геденбергит. Поля приведены согласно (Rustein, 1971).

В целом наличие стекла (расплава) в большинстве перекристаллизованных образцов (рис. 4а, 4б) и данные геотермометрии однозначно свидетельствуют о том, что максимальная достигаемая в ксенолитах температура стремится к температуре окружающей магмы, что маркирует переход от роговиковой фации к пирометаморфической (Grapes, 2011). Поэтому здесь и далее мы используем термин “пирометаморфизованные ксенолиты” для обозначения ксенолитов с микрогранобластовыми минеральными агрегатами и стеклом, чтобы подчеркнуть разницу между ними и неизмененными ксенолитами вулканических пород, ранее нами описанными на влк. Безымянный (Давыдова и др., 2018).

Влияние магмы на захваченные ксенолиты

В ходе экспериментальных работ по плавлению основных пород нормальной щелочности и амфиболитов (например, Beard, Lofgren, 1991; Melekhova et al., 2022) было показано, что при содержании воды ниже насыщения расплава при 1–6.9 кбар формируется Px-Pl-Mag рестит и расплав, аналогичный расплавам исходных вулканических пород. При плавлении под ${{P}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ формируется нетипичный для исходных пород – высоко-Al, низко-Fe – расплав, состав минералов также меняется, например состав плагиоклаза смещается в сторону чистого анортита.

Новообразованные минералы из большинства ксенолитов без прожилковых парагенезисов имеют схожие составы как между собой, так и в сравнении с минералами современных андезибазальтов (см. рис. 2д). На основании оценок геотермометрии, петрографических признаков и экспериментальных данных (Beard, Lofgren, 1991) мы считаем, что они формируются в результате пирометаморфизма – термального метаморфизма при магматических температурах (980°C) и ${{P}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ < P_общ. Подобные условия полностью соответствуют условиям, ранее определенным для приповерхностного очага влк. Безымянный (Shcherbakov et al., 2011; Davydova et al., 2022).

Отдельные ксенолиты (обр. VK18/4b, SK2109b) резко отличаются по составу плагиоклаза (An₉₀ вместо типичных An_40–80); подобные отличия могут возникать за счет перекристаллизации в водонасыщенных условиях, формирующихся в верхней части приповерхностного очага вулкана в период между извержениями (Davydova et al., 2022) или за счет проработки гидротермальным флюидом. Воздействие высоко-Si флюида на породы, расположенные в верхней части приповерхностного очага или в магматическом канале, также объясняет формирование кварца в обр. VK18/4b. Возникновение кварца вместо встречающихся в отдельных малоглубинных (5–15 МПа) породах влк. Безымянный кристобалита и тридимита (Davydova et al., 2022; Martel et al., 2021), вероятно, обусловлено более глубинными условиями, которых отвечают полю стабильности кварца (>25 МПа, Martel et al., 2021).

Строение верхней части земной коры под вулканом Безымянный

Смена характера магматизма в центральной части современной Ключевской группы – от масштабных излияний высоко-K магм, сформировавших вулканическое плато в основании КГВ, к формированию отдельных стратовулканов с умеренно-K составами магм неоднократно отмечена в литературе (например, Иванов и др., 2001; Churikova et al., 2013, 2015). Характер эруптивной деятельности и состав магмы отражаются в петрографических чертах пород, в том числе в их структурах, зачастую частично сохраняющихся при частичной перекристаллизации, и составах минералов. На основании петрографических признаков мы выделяем две группы протолитов ксенолитов: соответствующие платобазальтам основания Ключевской группы вулканов и соответствующие дацитам, андезитам и андезибазальтам вулканов Камень и Безымянный (рассматривается вместе с влк. Пра-Безымянный). Таким образов, ксенолиты вулканогенных пород захватываются в ходе пересечения магматической системой следующих комплексов (рис. 10): платобазальты (трахибазальты и трахиандезибазальты, с высоко-К спецификой), которые перекрываются склоном влк. Камень (умеренно-K базальты и андезибазальты) и, собственно, постройкой вулканов Безымянный и Пра-Безымянный (0–1.5 км ниже вершины, умеренно-K дациты-андезибазальты).

Рис. 10.

Схематическое строение верхней коры под вулканом Безымянный.

При метаморфизме основных пород в низкобарных условиях (первые кбар) формируются сходные роговиковые гранобластовые структуры и ограниченный набор минералов – пироксены, плагиоклаз, оливин, шпинелиды (Grapes, 2011), что затрудняет выявление глубины захвата ксенолитов магмой. Состав минералов микрогранобластового парагенезиса для ксенолитов без следов допирометаморфических гидротермальных изменений попадает в узкие рамки, соответствующие составам магматических минералов (рис. 2д), что косвенно свидетельствует о близких условиях перекристаллизации и позволяет нам предполагать, что большинство ксенолитов захвачено и пирометаморфизовано в условиях приповерхностного очага влк. Безымянный – около 1 кбар (Shcherbakov et al., 2011; Давыдова и др., 2017; Koulakov et al., 2017, 2021; Green et al., 2020; Davydova et al., 2022).

Также в процессе извержения влк. Безымянный на поверхность выносятся метабазиты (амфиболиты, Малышев, 2000), двупироксен-плагиоклазовые сланцы и роговики), разнообразные габброиды и перидотиты. Типичных для влк. Ключевской ксенолитов осадочных пород (Пийп, 1956) на влк. Безымянный не обнаружено ни в ходе многолетних полевых работ авторов, ни в ходе предыдущих исследований (например, Иванов, 1976; Малышев, 2000).

Гидротермальные изменения пород-протолитов (допирометаморфические)

Часть ксенолитов платобазальтов характеризуется наличием большого количества сульфидов и следами допирометаморфических гидротермальных преобразований, в том числе прожилками, перекристаллизованными в Fe-волластонит-геденбергитовые агрегаты, которые обсудим ниже. В ксенолитах, сформировавшихся при перекристаллизации пород вулканов Камень и Безымянный подобных Fe-Wo-Hd агрегатов или нетипичных для средних магматических пород составов минералов не отмечается, однако в части из них присутствует обильная сульфидная минерализация и сульфид-магнетитовые прожилки.

Платобазальты: кварц-карбонат-сульфидная минерализация

Fe-волластонит-геденбергитовые прожилки и гнезда

Большая часть реликтов допирометаморфических пород в ксенолитах представлена вулканогенными парагенезисами, однако отдельные ксенолиты (обр. VK12/12, VK12/16, VK12/22f, SK2109l) также содержат не полностью перекристаллизованные прожилки и гнезда минералов сходной морфологии и состава. Под воздействием магматических температур они перекристаллизованы в агрегаты из Fe-волластонита и геденбергита, с включениями кварца и сульфидных минералов. В отдельных образцах подобные агрегаты содержат магнетит, в других – титанит.

Известно, что при температуре выше 650°С и при 1 кбар (~800°С при 3 кбар) происходит реакция кальцит (CaCO₃) + кварц (SiO₂) → волластонит (CaSiO₃) + CO₂ (Harker, Tuttle, 1956; Tanner et al., 1985). При наличии в исходной ассоциации железа, магния, алюминия возможно также формирование других пироксенов и пироксеноидов или обогащение волластонита железом (например, Pure et al., 2021).

Незначительная мощность реликтов Fe-Wo-Hd прожилков (до 1 мм) в пирометаморфизованных ксенолитах позволяет предполагать вовлеченность в реакцию вещества окружающих прожилки вулканических пород, включающих в себя силикаты, рудные минералы (Fe-Ti оксиды – титаномагнетит, реже ильменит) и вулканическое стекло (4–5 мас. % FeO). Кроме того, в отдельных образцах (например, VK12/12) с прожилками фиксируются окисленные сульфиды железа. Все указанные фазы могут служить источником дополнительных элементов – Fe, Mg, Ti.

Фазы железа обеспечивают формирование высоко-Fe волластонита и геденбергита. Fe-волластонит значительно обогащен железом относительно описанных ранее природных разновидностей – 16.5 мас. % FeO (например, Fe-волластонит в ксенолитах влк. Тонгариро содержит 10 мас. % FeO (Graham, 1987), в фумаролах влк. Кудрявый – 12.8 мас. % (Ganino et al., 2019)). Данное различие, на наш взгляд, обусловлено более высокой температурой минералообразования (960–980°C в пирометаморфизованных ксенолитах влк. Безымянный против ~850°C в фумаролах влк. Кудрявый). Магматические пироксены протолитов магнезиальны (в среднем выше Mg# 70), что обеспечивает формирование диопсида в краевых частях прожилков и минералов промежуточного состава (рис. 3д).

Таким образом, мы считаем, что Fe-волластонит-геденбергитовые прожилки и гнезда сформировались в результате перекристаллизации допирометаморфических кварц-карбонат-сульфидных гидротермальных образований под воздействием магматических температур (в ходе пирометаморфизма после захвата ксенолитов магмой).

Анортит-геденбергитовая ассоциация с включениями граната

Помимо ксенолитов с реликтами прожилков, выраженных морфологически и по составу минералов, среди ксенолитов влк. Безымянный также присутствуют породы без реликтов прожилков, однако явно отличающиеся по составу новообразованных минералов от ксенолитов, протолиты которых не подверглись допирометамофическому гидротермальному воздействию (обр. SK2109k).

В обр. SK2109k новообразованные пироксены заметно обогащены геденбергитовым миналом и близки по составу пироксенам из перекристаллизованных прожилков (рис. 3д), включения граната в новообразованном клинопироксене и пойкилитовые структуры магнетита также нетипичны для ксенолитов без следов гидротермальных изменений. Анализ привноса-выноса вещества (изоконный анализ, isocon analyses, например, Grant, 2005; Pure et al., 2021) с помощью линий неизменной химической массы согласно программы EASYGRESGRANT (López-Moro, 2012) показывает значительное (более 150 от. %) обогащение ксенолита кальцием и обеднение щелочными элементами (на 70–90 от. %) по сравнению с высоко-К трахиандезибазальтами или платобазальтами основания КГВ. Состав ксенолита при этом ложится на линию смешения между составами неизмененных и непирометаморфизованных ксенолитов высоко-К трахиандезибазальтов и чистого кальцита (рис. 7, диаграмма CaO vs SiO₂). Мы предполагаем, что часть платобазальтов подверглась карбонатизации, а их дальнейшее захоронение под постройками вулканов Камень и Безымянный и, соответственно, нахождение в стенках горячей, активно дегазирующей магматической системы запустило одну из типичных “скарновых” реакций, приводящих к формированию граната. Например, (Taylor, Liou, 1978): кальцит (CaСO₃) + магнетит (Fe₃O₄) + O₂ → андрадит (Ca₃Fe₂Si₃O₁₂). Возможны более сложные схемы, включающие предварительное образование волластонитовой ассоциации по описанной выше для перекристаллизованных прожилков схеме, также приводящее к дальнейшему формированию граната при более высокотемпературных условиях (2 кбар, 600–860°C, Moecher, Chou, 1990; Dachs, Geiger, 2019): волластонит (CaSiO₃) + магнетит (Fe₃O₄) + O₂ → андрадит (Ca₃Fe₂Si₃O₁₂). Наличие в данном образце ангидрита допускает течение окислительной реакции. Аномальное содержание железа в волластоните будет влиять на P-T условия протекания данной реакции, однако не повлияет значительно на типы участвующих в реакции фаз.

При нагреве до температуры окружающей магмы и/или уменьшении давления гранатсодержащий парагенезис сменяется клинопироксен-плагиоклаз-титанитовым.

Породы вулканов Камень и Безымянный: обильная низко-Cu сульфидная минерализация

Ксенолиты перекристаллизованных пород вулканов Безымянный и Камень не содержат признаков кварц-карбонатных изменений, но в отдельных случаях обладают разнообразной сульфидной минерализацией (например, обр. VK18/4b). В протолитах таких ксенолитов сульфиды представлены единичными включениями в минералах, а валовое содержание Cu в них обычно не превышает 50–70 ppm (Давыдова и др., 2017). Следовательно, обогащение сульфидами произошло после формирования вулканической породы-протолита – до или в процессе пирометаморфизма. Наличие включений сульфидов в пирометаморфических минералах, границы совместного роста между пирометаморфическими минералами и сульфидами свидетельствуют о том, что формирование сульфидной фазы произошло до пирометаморфизма.

Как было показано в работе (Zelenski et al., 2015), взаимодействие газов, выделяемых при дегазации магм влк. Безымянный, с породами купола приводит к каталитическому окислению SO₂ и формированию сульфатов, в том числе в виде тонких пленок сульфатов Fe³⁺, Fe₂(SO₄)₃ и Na-K-Mg-Ca-Al на стенках трещин. Вероятно, протолиты ксенолитов андезитов-андезибазальтов с обильной сульфидной минерализацией в определенный момент эволюции находились в условиях, аналогичных условиям в современном куполе влк. Безымянный (активная эмиссия серы + высокая трещиноватость пород, приводящая к эффективному вовлечению воздуха и возможности запуска окислительной реакции). В ходе эруптивной деятельности вулканов и сопутствующего роста построек они оказались погребены на значительной глубине. После попадания в горячую магму подобных ксенолитов с сульфатной минерализацией по трещинам начинается их дегидратационное плавление, сопровождающееся формированием Px-Pl-Mag рестита. Кристаллизация магнетита приводит к восстановлению сульфатной серы (например, Sun et al., 2013, 2022) и, соответственно, возможности формирования сульфидного расплава. Сульфиды в подобных ксенолитах практически не содержат меди, что косвенно подтверждает их формирование за счет восстановления сульфатов железа.

Природа обильной высоко-Cu сульфидной минерализации в пирометаморфизованных ксенолитах вулканогенных пород

Содержание Cu в проанализированных образцах ксенолитов (за исключением обр. VK12/16 и VK12/22f) варьирует от 35 до 200 ppm. Большая часть из них содержит менее 130 ppm Cu, что хорошо соответствует содержанию Cu в неизмененных вулканических породах нормальной щелочности Камчатки в целом (см. fig. 4 в Portnyagin et al., 2015) и вулкана Безымяный в частности (Давыдова и др., 2017). Два образца ксенолита содержат около 200 ppm Cu, однако один из них (обр. SK2109k) имеет петрографическое сходство с платобазальтами основания КВГ, для которых характерен диапазон содержаний от 150 до 250 ppm, а второй (обр. VK12/12) не сохранил первичного парагенезиса (Suppl. 1, ESM_1.xlsx). Таким образом, несмотря на наличие в некоторых из этих ксенолитов реликтов гидротермальной минерализации, нет оснований полагать, что медь была привнесена в эти породы извне или существенно перераспределена. Однако исключать влияние гидротермальных допирометаморфических процессов на содержание Cu в изученных породах также нельзя.

Отдельный интерес вызывают образцы VK12/16 и VK12/22f, содержащие 620 и 1500 ppm Cu соответственно. Данные значения существенно превышают максимально зафиксированные даже для платобазальтов (~270 ppm) (Churikova et al., 2013; Portnyagin et al., 2015). Оба образца имеют реликты гидротермальной сульфидной минерализации, предшествующей пирометаморфизму и еще одну важную особенность: аномально высокие относительно других ксенолитов содержания Ba (до 820 ppm) и S (до 2.4 мас. %). В случае высокого содержания Ba можно предположить, что его повышенная концентрация в ксенолитах является следствием высокого содержания и, возможно, перераспределения этого элемента в протолите – платобазальты основания КГВ обогащены Ba относительно пород нормальной щелочности (Portnyagin et al., 2015). Однако в случае S достичь такого уровня обогащения без ее привноса извне невозможно, так как даже экстремально богатый S примитивный расплав содержит не более 1.2 мас. % (Zelenski et al., 2022), а в закристаллизовавшейся вулканической породе сложно ожидать ее содержания более первых десятых мас. %. Наиболее простым объяснением аномальных содержаний Cu, S и Ba в изученных ксенолитах является гидротермальная допирометаморфическая минерализация их протолита богатым этими элементами флюидом. Отсутствие каких-либо петрографических признаков поступления сульфидов в ксенолиты из вмещающей магмы (отложение сульфидов в поровом пространстве, следы инфильтрационного воздействия и т.п., например, Lesher, 2017) служит косвенным доказательством того, что сульфидная фаза формируется за счет вещества протолита – содержащихся в нем ранее сульфидных или сульфатных фаз и халькофильных элементов. Нельзя с уверенностью сказать, связан этот процесс с современной магматической системой влк. Безымянный или с более ранними магматическими эпизодами КГВ.

Обмен медью в ходе взаимодействия ксенолита с магмой

Опираясь на петрографические и химические различия, мы предполагаем существование трех возможных механизмов, контролирующих концентрацию серы в протолитах и, соответственно, в пирометаморфизованных ксенолитах: первично-магматические концентрации; кварц-карбонатные изменения, сопровождаемые сульфидной минерализацией в платобазальтах; каталитическое окисление SO₂ и формирование сульфатов в процессе формирования постройки вулканов Безымянный и Пра-Безымянный.

Концентрация меди в большинстве случаев также отражает состав протолита перед захватом его магмой. Однако в нескольких образцах фиксируются признаки переноса меди в хлоридных комплексах, растворенных во флюидной фазе – наличие богатых Cl, Cu-содержащих пленок на контакте минералов с поровым пространством.

Высокие коэффициенты распределения Cu в системе сульфид/силикатный расплав гарантируют, что в условиях стабильности сульфидной фазы медь будет перераспределяться в сульфид (например, Lee et al., 2012). Таким образом, богатый медью флюид и/или расплав должен формироваться в условиях нестабильности сульфидной серы (например, Braschi et al., 2012; Portnyagin et al., 2015; Georgatou et al., 2022). Окислительно-восстановительные условия существования магм в приповерхностном очаге влк. Безымянный преимущественно находятся вне поля стабильности S^2– (Давыдова и др., 2017). Разрушение сульфидов при нахождении в окислительной обстановке приводит к эффективному перераспределению халькофильных и сидерофильных элементов в расплав или флюид (Iacono-Marziano et al., 2022). Регулярные инъекции магм глубинного происхождения, содержащих сульфидные фазы (Давыдова и др., 2017; Davydova et al., 2022), приводят к формированию обогащенных медью мафических включений в магме приповерхностного очага. Захват обогащенных медью гидротермально измененных пород из стенок магматической системы – к формированию аномально обогащенных медью ксенолитов (настоящая работа). Долгое нахождение в приповерхностном очаге приводит к дезинтеграции включений и ксенолитов, а также окислению сульфидов. Все это может приводить к значительному накоплению халькофильных элементов, в первую очередь – меди – в приповерхностном очаге.

Форма нахождения халькофильных элементов в магмах приповерхностного очага дискусионна. Cu и Ni имеют коэффициенты распределения водный флюид/расплав меньше единицы (например, Zelenski et al., 2021), однако добавление хлора, типичного для газов влк. Безымянный (Zelenski et al., 2015), значительно повышает растворимость меди во флюиде (Zajacz et al., 2011). Вместе с зафиксированными пленками, обогащенными Cu, Cl и O, это позволяет нам предполагать, что основной формой нахождения меди в приповерхностном очаге влк. Безымянный являются хлоридные комплексы.

Предположительно при долгом нахождении в магмах приповерхностного очага вынос кремния, щелочных элементов и дегазация, сопровождаемая потерей флюид-растворимых элементов, приводят к обеднению ксенолитов медью и обогащению некогерентными и флюид-нерастворимыми элементами, в том числе никелем и хромом. Однако при относительно коротком времени взаимодействия содержащего сульфидные фазы ксенолита с окисленной магмой, недостаточном для полного разрушения сульфидной фазы, возможно частичное перераспределение меди, растворенной во флюидной фазе во вмещающей магме, в сульфидную фазу ксенолитов.