1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 31, № 3, 2023

Петрология, 2023, T. 31, № 3, стр. 221-237

Происхождение оливиновых базальтов горы Медвежья (Авачинская группа вулканов, Камчатка): свидетельство ассимиляции сульфидсодержащих кумулатов

Д. П. Савельев a, *, Н. В. Горбач a, М. В. Портнягин c, В. Д. Щербаков b

a Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН
Петропавловск-Камчатский, Россия

b Московский Государственный университет им. М.В. Ломоносова
Москва, Россия

c GEOMAR Helmholtz Centre for Ocean Research Kiel
Kiel, Germany

* E-mail: savelyev@kscnet.ru

Поступила в редакцию 06.05.2022
После доработки 04.11.2022
Принята к публикации 18.11.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Роль и условия ликвационного отделения или кристаллизации сульфидной фазы в процессе эволюции магм в зонах субдукции – это дискуссионные вопросы, имеющие отношение к механизму формирования медно-порфировых месторождений и эволюции континентальной коры. Нами изучены редкие вулканические породы с включениями магматических сульфидов в оливине – базальты горы Медвежья в Авачинской группе вулканов. Породы относятся к примитивным (Mg# = 66 мол. %) островодужным оливиновым базальтам умеренно-К серии. Среди вкрапленников оливина преобладают (~98%) кристаллы с нормальной зональностью и типичным для базальтов Камчатки составом, за исключением необычного тренда увеличения содержания MnО от 0.20 до 0.55 мас. % и понижения Fe/Mn от 60 до 35 при изменении состава оливина от Fo87.8 до Fo78.2. Оливин этой группы содержит многочисленные включения минералов группы шпинели, варьирующие по составу от хромистой шпинели до магнезиального магнетита. Вкрапленники оливина с сульфидными включениями отличаются отсутствием или слабой обратной зональностью, пониженными содержаниями Ca, Ni, Mn, Cr и Al. Оцененные температуры кристаллизации оливина преобладающего типа составляют 1036–1241°С, для сульфидсодержащего оливина – 1010–1062°С. Полученные данные позволяют предположить, что кристаллизация основной популяции оливина происходила в относительно малоглубинных условиях и сопровождалась сильным окислением магм. Характер зональности и особенности состава сульфидсодержащего оливина, напротив, предполагают его ксеногенную природу и вероятную кристаллизацию в глубинных коровых условиях из низкотемпературных высоководных и/или низко-Са магм. Полученные результаты подтверждают возможность насыщения окисленных островодужных магм сульфидной фазой в условиях нижней коры, но показывают редкость этого процесса и его нетипичность для низкобарической стадии кристаллизации.

Ключевые слова: оливин, шпинель, сульфидное насыщение, базальт, Камчатка

ВВЕДЕНИЕ

Процессы силикатно-сульфидной ликвации и кристаллизации сульфидных фаз в островодужных магмах определяют характер фракционирования халькофильных элементов в расплавах (например, Jenner et al., 2010; Lee et al., 2012; Park et al., 2015; Richards, 2015; Nekrylov et al., 2022), приводят к концентрации рудных элементов, и поэтому могут играть ключевую роль в образовании медно-порфировых месторождений (например, Mungall et al., 2015; Lee, Tang, 2020; Bai et al., 2020), а также способны объяснить характерные содержания халькофильных элементов в континентальной коре (например, Chen et al., 2019). Свидетельства участия сульфидов в процессах фракционирования островодужных магм, как правило, непрямые и основаны на анализе содержаний халькофильных элементов в породах и стеклах (например, Jenner et al., 2010; Lee, Tang, 2020). В связи с этим особую ценность имеют данные по составу и условиям нахождения сульфидов в примитивных островодужных породах (например, Bai et al., 2020; Kamenetsky et al., 2017). Одними из наиболее детально изученных являются образцы магнезиальных базальтов из моногенных конусов Толбачинского дола (Камчатка), в оливине которых описаны и детально проанализированы сульфидные включения (Kamenetsky et al., 2017; Zelenski et al., 2018, 2022).

Причины появления сульфидной фазы на ранних этапах эволюции островодужных магм остаются предметом дискуссии (например, Kamenetsky et al., 2017; Lee, Tang, 2020; Zelenski et al., 2022), а имеющиеся модели во многом спекулятивны и нуждаются в более точных оценках условий насыщения магм сульфидной фазой. В настоящей статье мы представляем еще один объект, фиксирующий раннее сульфидное насыщение в островодужных вулканитах, – магнезиальные базальты горы Медвежья, расположенной между Авачинским и Корякским вулканами на Камчатке. На основе новых детальных минералогических данных мы показываем, что кристаллизация резко преобладающего большинства вкрапленников в изученных породах происходила в условиях недосыщенности сульфидом, а вкрапленники оливина с включениями сульфидов являются ксеногенными в базальтах. Находки этих кристаллов указывают на достижение насыщенности сульфидом магм, кристаллизовавшихся при более низких температурах и, вероятно, на больших глубинах, чем большинство минералов-вкрапленников в базальтах горы Медвежья.

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЙ

Лавовый конус горы Медвежья (53.236° с.ш., 158.676° в.д.) расположен в пределах Авачинской группы вулканов Восточного вулканического пояса Камчатки (рис. 1а). Эта группа вулканов включает действующие вулканы Авачинский и Корякский, потухшие вулканы Козельский, Ааг и Арик, а также ряд шлаковых и лавовых конусов (Пузанков, 1990; Масуренков и др., 1991; Krasheninnikov et al., 2020). Гора Медвежья находится в 8 км на юго-запад от Авачинского перевала на правом борту долины р. Сухая Речка (рис. 1б, 1в) и имеет абсолютную отметку 613.7 м и относительную высоту около 80 м. По данным С.П. Крашенинникова с соавторами, тефра, связанная с извержением горы Медвежья, имеет возраст 13.1 тыс. лет (Krasheninnikov et al., 2020). Образцы лав горы Медвежья были отобраны в коренных обнажениях вблизи вершины и на северо-восточном склоне.

Рис. 1.

Гора Медвежья в составе Авачинской группы вулканов. (а, б) – положение объекта исследования, (в) – фото горы Медвежья. ВВП – Восточный вулканический пояс.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Определение химического состава двух образцов было выполнено в центре коллективного пользования Института геохимии им. А.П. Виноградова, г. Иркутск. Концентрации петрогенных оксидов определены методом рентгенофлюоресценции (XRF) на оборудовании Bruker AXS S4 Pioneer, согласно методике (Amosova et al., 2016). Содержания микроэлементов определялось методом ICP-MS на приборе Thermo Finnigan ELEMENT 2 с использованием стандартов AGV-2 и BHVO-2 для контроля качества анализов. Результаты анализа опубликованы в работе (Nekrylov et al., 2022) и приведены в Supplementary22, ESM_1.

Около 10 кг базальтов было издроблено на щековой дробилке до размерности частиц 3 мм. Под бинокулярным микроскопом из раздробленного материала были выбраны монофракции оливина и шпинели. Зерна, содержащие сульфидные включения, были обнаружены в оливине размерных фракций 0.5–1 и 1–2 мм. Примерно 100 зерен оливина было монтировано в препараты из эпоксидной смолы и отполировано с применением алмазных паст. На сканирующем электронном микроскопе SEM Vega 3 Tescan, оборудованном энергетическим спектрометром Oxford X-max, в Институте вулканологии и сейсмологии ДВО РАН изучен состав сульфидов (содержания Fe, Ni, Cu и S) и зерен оливина (только Mg, Fe и Si) и шпинели (Ti, Al, Cr, V, Mn, Mg, Ni, Fe), которые их вмещают. Содержания элементов-примесей в оливине (Ti, Al, Mn, Ca, Cr, Ni), а также состав оливина и шпинели по профилям кристаллов определялись на электронном зонде JEOL JXA-8230 на кафедре петрологии и вулканологии Геологического факультета МГУ (условия измерений: оливин – 20 кВ, 300 нА, шпинель – 20 кВ, 100 нА). Было выполнено 122 анализа по 88 зернам оливина, а также сделано 170 точек измерения по 7 профилям по вкрапленникам оливина (4 с включениями сульфидных капель и 3 – без сульфидов) для изучения зональности. В качестве вторичного стандарта использовался оливин MongOL-Sh11-2 (Batanova et al., 2019). Пределы обнаружения элементов-примесей для данного анализа опубликованы в (Nekrylov et al., 2022). Аналитическая погрешность измерения составов оливина (два стандартных отклонения при анализах состава оливина MongOL-Sh11-2), мас. %: 0.0017 для Al2O3, 0.0026 для TiO2, 0.003 для CaO, 0.0026 для Cr2O3, 0.0067 для MnO, 0.0107 для NiO, 0.45 для SiO2, 0.0026 для Cr2O3, 0.46 для MgO, 0.13 для FeO. Измеренные вместе с образцами составы стандарта оливина приведены в Supplementary, ESM_3. Также было сделано 52 анализа зерен шпинели, включенных в оливин, и два профиля (19 и 20 анализов) по вкрапленникам шпинели (определялись Si, Ti, Al, Cr, V, Mn, Mg, Ni, Zn, Fe). Были сделаны анализы вкрапленника клинопироксена (два профиля – 17 и 12 анализов – вдоль и поперек кристалла) и 32 анализа клинопироксенов основной массы (Supplementary, ESM_8). Анализы плагиоклаза и рудных минералов основной массы также приведены в Supplementary, ESM_9 и ESM_10.

Кроме этого, составы оливина и шпинели (содержания Si, Ti, Al, Cr, Mn, Mg, Ni, Fe) были определены при помощи электронного зонда JEOL JXA-8200 в Helmholtz Centre for Ocean Research Kiel (GEOMAR, г. Киль, ФРГ) – сделано 74 анализа по вкрапленникам оливина, 24 анализа зерен шпинели, включенных в оливин, и 17 анализов вкрапленников шпинели (по 17 зернам, в центре зерен) (Supplementary, ESM_4–ESM_6).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Петрография и состав пород

Изученные образцы горы Медвежья являются оливиновыми базальтами. Вкрапленники оливина в базальтах составляют 10–12% объема породы и представлены идиоморфными кристаллами с преобладающим размером 0.5–1.5 мм (рис. 2). Реже встречаются более крупные (до 3 мм) фенокристаллы. В некоторых вкрапленниках оливина наблюдаются включения сульфидов (рис. 3). Кроме оливина, среди вкрапленников отмечено небольшое количество (1–2 об. %) умеренно-магнезиального высоко-Са (Mg# = 75–83 мас. %) клинопироксена размером до 0.5 мм и единичные крупные выделения шпинели размером до 1 мм. Основная масса породы сложена микролитами высоко-Са клинопироксена и плагиоклаза и магнезиальным титаномагнетитом. Составы минералов приведены в Supplementary, ESM_8–ESM_10.

Рис. 2.

Базальты горы Медвежья. Фотографии сделаны на оптическом микроскопе в проходящем свете, николи скрещены. Вкрапленники в шлифе представлены оливином.

Рис. 3.

Фрагменты вкрапленников оливина с сульфидными включениями. Микрофотографии сделаны на оптическом микроскопе: (а) – в режиме свободного фокуса в отраженном свете, (б) – в проходящем и отраженном свете одновременно, (в) – индивидуальные анализы сульфидных фаз во включениях в оливинах на графике мольных долей Cu-Fe-Ni. MSS (monosulfide solid solution) – Fe-Ni фаза – моносульфидный твердый раствор, ISS (intermediate solid solution) – Fe-Cu-Ni фаза – промежуточный твердый раствор.

По химическому составу лавы отвечают умеренно-калиевым базальтам нормальной щелочности (Supplementary, ESM_1). По содержанию MgO (10.5 мас. %) и величине магнезиальности (Mg# = = Mg/(Mg + Fe2+) ~ 0.66) породы представляют собой одну из наиболее примитивных разностей базальтов, известных среди пород Восточного вулканического пояса Камчатки (например, Nekrylov et al., 2022). Содержания элементов-примесей в породе имеют типичное островодужное распределение, характерное для базальтов ВВП.

Таблица 1.

Представительные составы вкрапленников оливина, мас. %

Компоненты Оливин с сульфидами Оливин без сульфидов
зерно 3-5 зерно 3-6 зерно 9-1 зерно Ol2 зерно Ol1 зерно Ol3
центр край центр край центр край центр край центр край центр край
SiO2 39.72 39.93 39.72 40.36 39.20 39.53 39.71 38.33 39.36 38.53 38.32 38.53
TiO2 0.011 0.009 0.011 0.015 0.012 0.014 0.007 0.012 0.008 0.011 0.008 0.013
Al2O3 0.014 0.014 0.014 0.023 0.017 0.015 0.026 0.016 0.028 0.018 0.022 0.015
FeO 16.59 15.48 16.59 14.59 18.58 17.66 13.9 19.52 13.73 17.96 18.04 19.38
MnO 0.27 0.27 0.27 0.28 0.31 0.34 0.28 0.52 0.25 0.45 0.43 0.52
MgO 43.72 44.58 43.72 45.33 41.9 42.57 45 39.93 44.8 41.01 42.87 39.93
CaO 0.093 0.130 0.093 0.161 0.109 0.147 0.134 0.186 0.172 0.183 0.158 0.185
Cr2O3 0.010 0.012 0.010 0.018 0.005 0.008 0.128 0.033 0.024 0.011 0.02 0.008
NiO 0.118 0.142 0.118 0.195 0.107 0.124 0.276 0.099 0.194 0.123 0.131 0.094
Сумма 100.55 100.56 100.6 100.97 100.24 100.41 99.46 98.64 98.57 98.30 100.00 98.68
Fo 82.4 83.7 82.4 84.71 80.1 81.1 85.2 78.5 85.3 80.3 80.90 78.60

Оливин

Вкрапленники оливина в базальтах горы Медвежья варьируют по составу от Fo78.2 до Fo87.8 (Supplementary, ESM_2). Вариации содержаний элементов-примесей (Са, Ni, Mn, Al) в зависимости от магнезиальности для оливина с включениями сульфидов и оливина без включений показаны на рис. 4. Вкрапленники оливина демонстрируют отчетливую бимодальность по содержанию СаО. В группе низко-Са оливина содержание CaO < < 0.12 мас. %, а в высоко-Са группе >0.12 мас. % (рис. 4а). Практически все оливины низко-Са группы содержат сульфидные включения (около 1.5% всех вкрапленников), а высоко-Са оливины (около 98.5%) таких включений не содержат. Кроме разного содержания кальция, зерна оливина с сульфидом и без сульфида имеют систематически различные содержания никеля, марганца, хрома и алюминия (табл. 2). Зерна низко-Са сульфидсодержащего оливина содержат меньше всех перечисленных компонентов по сравнению с бессульфидными зернами при близкой магнезиальности (рис. 4а–4г). Отличительной особенностью бессульфидного высоко-Са оливина в базальтах горы Медвежья является высокое содержание марганца (до 0.56 мас. % MnO в наименее магнезиальных зернах) (рис. 4в). Это наибольшие значения MnO из всех составов оливина вулканических пород Камчатки (Nekrylov et al., 2018). При этом низко-Са оливин с сульфидами (в базальтах горы Медвежья) показывает содержания, типичные для оливина вулканических пород Камчатки (0.20–0.36 мас. % MnO). Высоко-Са оливин в изученных базальтах отличается также четким трендом понижения величины Fe/Mn (рис. 4д) с уменьшением магнезиальности в область значений Fe/Mn < 40, которые не типичны для оливина из других базальтов Камчатки и также для оливина, кристаллизующегося из магм, имеющих перидотитовый мантийный источник (Fe/Mn = 60–70; Herzberg, 2011).

Рис. 4.

Состав вкрапленников оливина в базальтах горы Медвежья. Оливины позднечетвертичных вулканических пород Камчатки на (а–в, д) показаны по данным работы (Nekrylov et al., 2018) с дополнением неопубликованных данных, на (г) – по (Nekrylov et al., 2022). На рис. (д) затененным полем показана область оливинов, производных из первичных мантийных магм с MgO 8–20 мас. % по (Herzberg, 2011).

Таблица 2.

Сравнение зональности оливина из двух разных групп

Зональность Оливин с сульфидом Оливин без сульфида
По Mg# Сложная зональность – центр с низкой Mg#, ее повышение к краю, иногда – внешняя каемка с низкой Mg# Нормальная зональность – Mg# возрастает от центра к краю
По CaO Центры зерен с CaO < 0.1, повышение к краям до 0.14 мас. % Центры зерен CaO = 0.14–0.17 мас. %, повышение к краям до 0.18, но есть вкрапленники с более сложной зональностью
По MnO Почти не зональны, MnO около 0.3 мас. % Четкая зональность с возрастанием от центра к краю, центральные части MnO = (0.25, 0.3, 0.4 мас. % – в зависимости от Mg#), края – до 0.55 мас. % MnO
По Al2O3 Зональности нет, содержание Al2O3 в основном 0.010–0.018 мас. % Зональность нечеткая, в основном падение от центра к краю, центральные части – Al2O3 > 0.020 мас. %, края – меньше

Зерна оливина с включениями сульфидов и без сульфидов различаются также характером зональности (табл. 2, рис. 5, 6). Высоко-Са вкрапленники оливина без сульфидов характеризуются прямой зональностью – имеют более магнезиальное ядро и менее магнезиальную периферию (рис. 5а). Низко-Са вкрапленники оливина, содержащие сульфидные включения, обладают более сложной, как правило, обратной зональностью. Ядра вкрапленников не зональны или слабозональны и имеют меньшую магнезиальность, чем их краевая часть (рис. 5б, 6). В некоторых зернах имеется узкая внешняя каемка с меньшей магнезиальностью. В зернах оливина без сульфидов наблюдается слабый рост содержания СаО при понижении Fo оливина. Во вкрапленниках оливина, содержащих сульфидные включения, от центра к периферии наблюдается рост содержания CaO в узком интервале значений Fo, так что краевые части зерен имеют состав, близкий к вкрапленникам оливина без сульфидных включений. Зональность по никелю аналогична поведению магнезиальности (рис. 5). В бессульфидных зернах оливина с прямой зональностью содержание никеля снижается от ядра к краю, а в сульфидсодержащих зернах наблюдается обратное распределение – концентрация никеля растет в краевых зонах кристаллов. По содержанию MnO оливин с сульфидом не зонален, без сульфидов – зонален с возрастанием содержания от центра к периферии (рис. 5).

Рис. 5.

Зональность оливинов двух популяций. Изображение в отраженных электронах (а – зерно оливина с включениями шпинели, без включений сульфида; б – зерно оливина, содержащее сульфидные включения). На шкале абцисс показано расстояние от одного края зерна оливина до другого через его центр.

Рис. 6.

Тренды зональности зерен оливина на графике зависимости CaO от магнезиальности оливина. Стрелками показаны направления от центра вкрапленника к периферии. 1–3 – тренды зональности зерен оливина с включениями сульфидов, 4–6 – тренды зональности вкрапленников оливина без сульфидов.

Сульфидные включения в оливине

Сульфидные включения имеют размер от 5 до 50 мкм (рис. 3а, 3б). В большинстве зерен обнаружено не более трех включений сульфида, но в некоторых зернах наблюдались “рои” – десятки мелких включений, видимых в оптический микроскоп. Включения имеют округлую (сферическую или эллипсообразную) форму. Среди зерен оливина, содержащих сульфиды, наблюдалось несколько кристаллов, в которых сульфидные включения располагаются по зонам роста оливина, причем размер этих включений увеличивается от центра к периферии зерна. В центральной части этих зерен, а также на периферии сульфидные включения отсутствуют. В других зернах оливина с сульфидами такой зональности не было отмечено, сульфидные включения разного размера располагаются хаотично.

Часть включений имели однородный состав на вскрытой поверхности и были представлены Fe-Ni фазой с содержанием Ni < 4 ат. % или Fe-Cu-Ni фазой с различным соотношением Cu/Fe (рис. 3в). В другой части включений были установлены обе эти фазы при преобладании Fe-Ni фазы. Состав сульфидных включений показывает, что они являются продуктом кристаллизации сульфидных жидкостей с различным соотношением Fe, Cu и Ni. В некоторых включениях кроме сульфидных фаз наблюдались выделения оксидов железа, что говорит в пользу существования сульфида в жидкой фазе в момент его захвата оливином (например, Fonseca et al., 2008). Полученные результаты показывают сходство составов сульфидных включений в зернах оливина горы Медвежья с сульфидами в изученных базальтах Толбачинского дола (Zelenski et al., 2018) и п-ова Камчатский мыс (Savelyev et al., 2018), отличаясь от них меньшим содержанием Ni в Fe-Ni-фазе, что коррелирует с меньшим содержанием Ni в оливине-хозяине включений в случае горы Медвежья.

Шпинель

Минералы группы шпинели присутствуют в изученных образцах в виде включений в оливине и отдельных редких вкрапленников. Состав кристаллов шпинели, заключенных внутри вкрапленников оливина, приведены в табл. 3 и показаны на рис. 7. Шпинель, заключенная в зернах оливина с сульфидами, отличается несколько пониженной хромистостью (Cr# = Cr/(Al + Cr) = 0.14–0.48) по сравнению со шпинелями в бессульфидных зернах (Cr# = 0.30–0.77) (рис. 7в, табл. 4). Окисленность шпинелей, заключенных в этих двух группах оливина, практически не различается (рис. 7г), Fe2+/Fe3+ = 0.85–1.92 при FeO < 50 мас. %. При этом в базальтах горы Медвежья большая часть включений шпинели, не ассоциирующих с сульфидами (27 из 43 анализов), содержит FeO > 50 мас. %. Многие вкрапленники оливина типичного высоко-Са состава обогащены кристаллами такой шпинели (рис. 5а).

Таблица 3.

Составы сосуществующих оливина и шпинели, мас. %

Компоненты Шпинели
SiO2 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.03 0.18 0.2 0.24 0.23 0.21 0.25 1.07 0.19 0.48
TiO2 1.49 1.00 1.08 1.55 1.32 1.12 0.85 0.54 0.58 0.73 0.66 0.54 2.06 0.54 3.09 3.4
Al2O3 26.97 21.7 20.88 26.11 24.83 23.94 33.11 22.94 20.21 15.44 13.78 20.66 14.47 17.97 12.27 10.68
Cr2O3 23.73 28.55 28.36 23.25 22.98 20.47 7.79 30.64 33.98 36.73 37.6 29.07 30.71 26.78 27.45 24.18
V2O3 0.34 0.21 0.23 0.32 0.34 0.19 0.25 0.13 0.19 0.14 0.16 0.13 0.23 0.19 0.25 0.2
MnO 0.20 0.25 0.23 0.24 0.22 0.24 0.29 0.49 0.5 0.55 0.44 0.41 0.44 0.53 0.52 0.48
MgO 11.43 10.83 10.99 10.86 11.5 10.59 11.03 11 10.35 8.72 8.46 9.52 9.78 8.1 9.17 8.35
NiO 0.17 0.15 0.21 0.16 0.16 0.22 0.23 0.14 0.23 0.12 0.11 0.2 0.15 0.24 0.15 0.14
ZnO 0.08 0.10 0.08 0.09 0.08 0.10 0.18 0.24 0.22 0.18 0.16 0.24 0.15 0.19 0.06 0.1
FeO 19.42 18.84 18.43 20.21 18.69 19.36 19.89 18.56 19.38 21.41 21.31 20.46 20.79 22.89 22.21 23.12
Fe2O3 16.11 17.83 18.70 17.35 19.62 22.58 25.89 15.80 15.62 17.22 17.62 19.15 22.15 21.09 25.76 27.77
Сумма 99.96 99.47 99.20 100.15 99.74 98.83 99.55 100.66 101.45 101.49 100.54 100.59 101.18 99.59 101.12 98.90
Fe2+/Fe3+Spl 1.3 1.2 1.1 1.3 1.1 1.0 0.9 1.3 1.4 1.4 1.3 1.2 1.0 1.2 1.0 0.9
Cr# Spl 0.37 0.47 0.48 0.37 0.38 0.36 0.14 0.47 0.53 0.61 0.65 0.49 0.59 0.50 0.60 0.60
  Оливины с сульфидами Оливины без сульфидов
SiO2 39.97 40.36 40.39 39.89 40.35 40.01 39.73 39.4 39.71 39.32 39.64 39.5 39.48 39.37 39.17 39.47
TiO2 0.012 0.008 0.006 0.012 0.008 0.008 0.010 0.007 0.008 0.008 0.007 0.007 0.010 0.008 0.010 0.009
Al2O3 0.017 0.012 0.012 0.017 0.012 0.013 0.013 0.025 0.026 0.022 0.021 0.027 0.019 0.025 0.024 0.023
FeO 15.3 13.51 13.34 15.38 14 14.77 16.09 15.37 14.52 15.64 14.65 14.99 15.02 15.97 15.88 14.67
MnO 0.25 0.23 0.22 0.24 0.24 0.25 0.30 0.33 0.29 0.33 0.28 0.30 0.30 0.36 0.33 0.29
MgO 44.59 46.23 46.43 44.6 45.92 45.18 43.95 43.83 44.57 43.54 44.42 44.17 44.28 43.18 43.38 44.41
CaO 0.102 0.065 0.095 0.097 0.070 0.082 0.090 0.136 0.135 0.162 0.163 0.137 0.155 0.141 0.171 0.166
Cr2O3 0.029 0.014 0.024 0.016 0.015 0.008 0.011 0.074 0.140 0.049 0.034 0.041 0.090 0.038 0.023 0.028
NiO 0.16 0.17 0.21 0.17 0.15 0.19 0.15 0.21 0.24 0.18 0.19 0.25 0.20 0.21 0.18 0.21
Сумма 100.43 100.59 100.73 100.42 100.76 100.51 100.34 99.37 99.64 99.25 99.41 99.42 99.55 99.30 99.17 99.27
Fo(Ol) 83.9 85.9 86.1 83.8 85.4 84.5 83.0 83.6 84.5 83.2 84.4 84.0 84.0 82.8 83.0 84.4
TOl-Spl, °C 1062 1019 1021 1061 1010 1030 1017 1134 1151 1154 1161 1160 1143 1170 1215 1241
ΔQFM 1.1 1.6 1.8 1.2 1.7 1.8 1.7 1.0 1.2 1.2 1.5 1.4 1.8 1.6 2.0 2.4
Рис. 7.

Зависимость состава шпинели, заключенной во вкрапленниках оливина, от состава вмещающих оливинов в базальтах горы Медвежья. Состав шпинели из базальтов Восточного вулканического пояса по (Nekrylov et al., 2018).

Таблица 4.

Расчетные параметры и состав шпинели (с FeO < 50 мас. %), заключенной во вкрапленниках оливина (в скобках – медианное значение, n – количество пар оливин–шпинель)

Параметр Оливин с сульфидом
n = 7 		Оливин без сульфида
n = 16
Cr# Spl 0.14–0.48 (0.37) 0.30–0.65 (0.53)
Mg# Spl 0.49–0.52 (0.51) 0.32–0.58 (0.46)
Al2O3, мас. % 21–33 (25) 11–31 (19)
TiO2, мас. % 0.85–1.55 (1.12) 0.54–3.40 (1.06)
Fe2+/Fe3+Spl 0.85–1.34 (1.10) 0.91–1.92 (1.17)
ΔQFM (Николаев и др., 2016) 1.1–1.8 (1.7) 1.0–2.4 (1.5)
T, °C (Coogan, 2014) 1010–1062 (1021) 1036–1241 (1153)

Включения шпинели представлены двумя группами, различающимися морфологией, составом и наличием в них расплавных включений (табл. 5). В группе I содержится много расплавных включений (рис. 8а), более титанистых (TiO2 > 0.5 мас. %), в основном менее хромистых (Cr# = 0.42–0.70) (рис. 9а) и сходных по составу с включениями шпинели во вкрапленниках оливина. Включения шпинели группы II (три зерна из 19 изученных) имеют однородное ядро, не содержат расплавных включений и часто обладают четкой внешней более железистой каймой (рис. 8б). Центральные части кристаллов шпинели группы II по составу соответствуют таковым из мантийных ксенолитов Авачинского вулкана (Ionov et al., 2010; Kepezhinskas et al., 2022) (рис. 9а, 9б) и характеризуются низкой титанистостью (TiO2 < 0.1 мас. %) и высокой хромистостью (Cr# = 0.62–0.73). Включения шпинели группы I близки по составу таковым в оливине (рис. 9), а внешние каймы кристаллов шпинели группы II близки по титанистости шпинели I группы (рис. 8).

Таблица 5.

Представительные составы вкрапленников шпинели, мас. %

Компоненты зерно 9-5 зерно 9-5 Spl1 Spl2 Spl3 Spl4 Spl5 Spl6 Spl7 Spl8 Spl14 Spl15 Spl16 Spl17
центр край центр край центр центр центр центр центр центр центр центр центр центр центр центр
SiO2 0 0.01 0.01 0.04 0.01 0.01 0.04 0.05 0.02 0.01 0.02 0.02 0.00 0.02 0.03 0.01
TiO2 0.04 1.41 1.66 1.64 0.97 1.35 0.56 1.83 1.56 1.16 1.38 1.09 0.09 1.11 1.45 0.07
Al2O3 17.42 14.33 19.24 22.18 12.67 16.46 14.38 17.28 14.73 16.11 21.68 20.49 12.32 25.47 20.99 15.48
Cr2O3 43.28 38.04 23.92 25.12 41.61 32.08 49.33 29.57 34.09 37.92 32.12 33.75 49.98 27.12 27.69 47.45
V2O3 0.31 0.19 0.34 0.30 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.
MnO 0.29 0.38 0.31 0.35 0.34 0.35 0.34 0.34 0.38 0.41 0.34 0.39 0.23 0.38 0.34 0.34
MgO 11.09 9.71 10.23 10.59 9.81 10.21 10.53 10.61 9.69 10.05 11.30 10.67 11.13 11.20 10.92 10.77
NiO 0.18 0.09 0.19 0.17 0.09 0.12 0.13 0.10 0.10 0.13 0.14 0.10 0.18 0.09 0.15 0.15
ZnO 0.10 0.08 0.07 0.10 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.
FeO 17.09 19.77 19.92 19.82 19.75 19.97 18.88 20.13 20.81 19.96 19.32 19.84 17.02 19.67 19.79 18.11
Fe2O3 10.17 15.51 23.89 19.38 16.21 20.90 7.87 22.01 20.47 15.61 15.40 15.41 10.62 16.19 20.35 9.55
Сумма 99.97 99.52 99.78 99.70 101.44 101.46 102.06 101.92 101.86 101.36 101.70 101.76 101.58 101.26 101.72 101.94
Рис. 8.

Два типа включений шпинели. Изображение в отраженных электронах (а – I группа, с включениями расплава, б – II группа, более магнезиальная шпинель с однородным ядром без включений).

Рис. 9.

Состав шпинели (с FeO < 50 мас. %) из базальтов горы Медвежья. Состав шпинели из мантийных ксенолитов вулкана Авачинский приведен по (Ionov et al., 2010; Kepezhinskas et al., 2022).

Расчетные параметры кристаллизации оливин-шпинелевых пар

Температуры кристаллизации, рассчитанные по распределению Al между оливином и шпинелью по модели (Coogan et al., 2014), показаны на рис. 10а и табл. 4. Для вкрапленников оливина, содержащих включения сульфида, интервал оцененных температур составляет 1010–1062°C, а для оливина без сульфидов – 1036–1241°C. Магнезиальность вкрапленников оливина, для которых проведены оценки температур, близка для обеих групп: Fo83–86.1 и Fo81.2–87.8 соответственно (рис. 10а). Погрешность определений составляет +21/–24°С для температур вблизи 1000°C и ±17°С для температур вблизи 1200°C (значения рассчитаны, исходя из погрешностей измерения Al2O3 в оливине). Следует отметить, что абсолютные значения оценок температур носят ориентировочный характер в силу очевидного различия условий экспериментальной калибровки данного термометра (Т > 1250°С, 1 атм.) и состава шпинели по сравнению с оцененными условиями кристаллизации минералов изученных базальтов. Однако значительная разница температур равновесия шпинели и оливина в оливине, содержащем включения сульфида и без него, едва ли может быть объяснена погрешностью модели и, вероятно, отражает реальное различие температур кристаллизации.

Рис. 10.

Условия кристаллизации оливин–шпинелевых пар (для шпинели с FeO < 50 мас. %). Температура рассчитана по (Coogan et al., 2014), фугитивность кислорода – по (Николаев и др., 2016).

Редокс-условия кристаллизации, рассчитанные по модели (Николаева и др., 2016), для обоих популяций оливина практически не различаются и составляют ΔQFM = 1–2 для большинства определений (рис. 10б, табл. 4).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Свидетельство гибридного происхождения базальтов

Особенности состава минералов в базальтах горы Медвежья предполагают их гибридное происхождение. Наряду с преобладающими в этих породах вкрапленниками оливина высоко-Са состава, которые имеют нормальную кристаллизационную зональность и с высокой степенью вероятности кристаллизовались из магм, отвечающих валовому составу пород, было обнаружено небольшое количество минералов экзотического состава, которые интерпретируются нами как ксенокристы. В первую очередь это вкрапленники оливина низко-Са состава, составляющие около 1.5% всех кристаллов оливина, выделенных из пород. Также экзотический состав имеют редкие вкрапленники высокохромистой низкотитанистой шпинели.

Ключевой особенностью вкрапленников низко-Са оливина является наличие обратной зональности в кристаллах разного состава, причем в краевых частях этих кристаллов состав оливина приближается к преобладающему в породах высоко-Са оливину (рис. 6). Важной особенностью этих ксенокристов также является наличие включений сульфидов и относительно глиноземистой шпинели по сравнению с включениями этого минерала в оливине высоко-Са группы. Особенность зональности кристаллов низко-Са группы позволяет предположить, что они были захвачены магмами в результате дефрагментации существенно затвердевших пород – оливиновых кумулатов – и испытывали частичное переуравновешивание с транспортирующими их магмами. В данном случае мы не видим явных признаков смешения магм, содержащих фенокристы оливина разного состава. В случае смешения магм контрастного состава можно было бы ожидать встречной и обратной зональности в направлении низко-Са составов в оливинах основной популяции. Однако эти оливины демонстрируют нормальную зональность с плавным повышением содержания СаO с уменьшением магнезиальности оливина (рис. 5, 6).

Две генерации оливина, имеющие различное содержание Са, были описаны в базальтах Ключевского вулкана (Хубуная и др., 2018). Их происхождение интерпретируется как результат двух последовательных этапов кристаллизации одной магмы: высокобарического этапа для низко-Са и высоко-Mg оливина и низкобарического этапа, возможно, сопровождавшегося дегазацией магм, для высоко-Са и низко-Mg оливина. Однако в отличие от оливина Ключевского вулкана, оливин с разным содержанием кальция в базальтах горы Медвежья имеет близкий интервал магнезиальности и не может объясняться последовательной кристаллизацией из одного расплава при изменении давления кристаллизации.

Ключевой особенностью ксенокристов шпинели является их крайне низко-Ti состав (TiO2 < < 0.1 мас. %), отсутствие расплавных включений и наличие резко зональной краевой каймы (рис. 8б). Особенности состава этих шпинелей соответствуют типичным составам этого минерала в мантийных ксенолитах в породах Авачинского вулкана (рис. 9) и, вероятно, они являются продуктами дезинтеграции подобных ксенолитов.

Особенности условий кристаллизации основной популяции оливина

Оливин высоко-Са состава является главным минералом-вкрапленником в изученных породах. Нормальная зональность кристаллов подразумевает спокойные условия кристаллизации без эпизодов смешения с магмами контрастного состава. По содержанию Ca, Ni и Al этот оливин имеет состав, типичный для высокомагнезиальных базальтов Камчатки. Условия кристаллизации были оценены по составам включений хромистой шпинели и их оливина-хозяина. Оцененные температуры находятся в интервале 1241–1036°С, а редокс-условия отвечают ΔQFM = 1–2, что также типично для примитивных магм Камчатки (Тобелко и др., 2019; Mironov et al., 2015; Kamenetsky et al., 2018; Nekrylov et al., 2018). Имеющиеся данные не позволяют количественно оценить давление кристаллизации. Однако редкость вкрапленников высоко-Са пироксена, их низкомагнезиальный состав (Mg# < 80 мол. %) и отсутствие пироксена в виде включений в оливине позволяют предположить отсутствие этого минерала на ликвидусе примитивных магм и низкобарические условия кристаллизации, предположительно менее 5 кбар. В этом отношении изученные базальты отличаются от авачитов (Портнягин и др., 2005) и высокомагнезиальных базальтов Ключевского вулкана (например, Арискин, Бармина, 2004), в которых присутствуют вкрапленники высоко-Mg# пироксена, свидетельствующие о его раннем появлении на ликвидусе при высоких давлениях (вероятно, ≥1 ГПа).

Особенностью высоко-Са оливина базальтов горы Медвежья является тренд обогащения марганцем, не типичный для оливина из других позднечетвертичных базальтов Камчатки (рис. 4д), в которых Fe/Mn обычно остается на постоянном уровне, что ожидаемо для совместно кристаллизующихся пироксенов и оливина или при плавлении мантийных перидотитов (например, Humayun et al., 2004; Herzberg, 2011). Поскольку Kd(Mg-Fe2+) и Kd(Mn-Mg) очень слабо зависят от температуры, давления и соcтава оливина (Blundy et al., 2020), наблюдаемые изменения Fe/Mn в оливине от 60 до 35 необходимо связывать с аномальным уменьшением Fe/Mn в расплаве в ходе кристаллизации магм. Это может происходить 1) при ассимиляции магмой богатого Mn материала, 2) при уменьшении Fe/Mn в расплаве в результате кристаллизации фазы с высоким Fe/Mn либо 3) при уменьшении Fe2+/Mn в результате окисления расплава.

Валовые составы базальтов горы Медвежья имеют FeO/MnO ≈ 55, что типично для магнезиальных базальтов – продуктов плавления мантийных перидотитов (Herzberg, 2011). Следовательно, низкие значения Fe/Mn в оливине нельзя объяснить ассимиляцией богатого Mn материала, что должно было сказываться на составе пород. Более обоснованным выглядит сценарий, при котором происходила кристаллизация минерала с высоким значением Fe/Mn и также окисление Fe в расплаве. Действительно, вкрапленники высоко-Са оливина в породах содержат обильные включения высокожелезистой шпинели (магнезиального магнетита) с более высокими Fe/Mn (60–140), чем в оливине и валовом составе самой магмы. Кристаллизация магнетита могла приводить к понижению Fe/Mn в расплаве и равновесном оливине. Необычно раннее появление магнетита на ливидусе магм горы Медвежья можно связывать с высокой степенью окисления расплавов (например, Ariskin, Barmina, 1999), что также должно было оказывать влияние на понижение Fe2+/Mn в расплаве и оливине. Хотя во многих отношениях базальты горы Медвежья близки другим магнезиальным породам Камчатки, их отличительной особенностью, вероятно, была низкобарическая кристаллизация, которая сопровождалась окислением расплава и выпадением обильного магнетита, что нашло отражение в необычном тренде уменьшения Fe/Mn в оливине при кристаллизации.

Происхождение оливина с сульфидными включениями

Наличие сульфидов, включенных в виде мельчайших капель во вкрапленниках оливина с магнезиальностью Fo79–88 − редкий феномен для базальтов Камчатки. Ранее подобные включения были описаны только в базальтах Толбачинского дола и также присутствуют в магнезиальном оливине Ключевского вулкана (Н.Л. Миронов, устное сообщение).

В случае базальтов Толбачинского дола в работе (Kamenetsky et al., 2017) показано, что составы вкрапленников оливина, содержащего сульфидные включения и без них, практически идентичны за исключением небольших различий в содержании микроэлементов (Sc, Co, Zn, V). Это позволило сделать вывод о том, что кристаллизация происходила из одной магмы, а присутствие сульфидов объяснялось ассимиляцией и локальным пересыщением расплава серой при относительно высоком значении фугитивности кислорода (ΔQFM ~ +1.1). Условия начала кристаллизации оценивались как 1220оС и не менее 300 MPa.

В отличие от базальтов Толбачинского дола, вкрапленники оливина, содержащие сульфидные включения, в базальтах горы Медвежья имеют отличный от преобладающей популяции вкрапленников состав и интерпретируются нами как ксенокристы. Условия кристаллизации этих вкрапленников оцениваются нами как 1010−1062°C и ΔQFM = 1−2. Свидетельством магматического происхождения этих ксенокристов является широкий интервал магнезиальности и ее низкие величины (Fo78.2–87.8) по сравнению с типичным оливином из мантийных ксенолитов Авачинского вулкана (Fo90–92: Ionov et al., 2010; Kepezhinskas et al., 2022). Оцененные температуры систематически ниже, чем температуры кристаллизации преобладающей популяции вкрапленников, редокс-условия кристаллизации близки. Имеющиеся данные не позволяют оценить давление кристаллизации низко-Са оливинов с сульфидами, но, учитывая их ксеногенное происхождение и ассоциацию с минералами из дезинтегрированных мантийных пород, мы предполагаем высокое давление кристаллизации, возможно, отвечающее условиям нижней коры (>700 MПа).

Количество CaO в оливине понижается при уменьшении кальция в расплаве, понижении температуры и увеличении содержания Н2О (например, Libourel, 1999; Gavrilenkо et al., 2016). Стабильность сульфидной фазы также зависит от многих физико-химических параметров и при неизменном составе расплава расширяется при уменьшении температуры, увеличении давления и, возможно, увеличении количества воды в расплаве (например, Li, Ripley, 2005; Liu et al., 2007; Ariskin et al., 2013; Matjuschkin et al., 2016). Таким образом, ассоциация низко-Са оливина и сульфидов может говорить о низких температурах кристаллизации, что подтверждается рассчитанными нами оценками, а также о высоком содержании Н2О в магме и высоком давлении. Мы не можем исключать того, что кристаллизация происходила из низко-Са и низко-Fe андезитовых расплавов, что также могло способствовать сульфидно-силикатной несмесимости при умеренном содержании серы в расплаве и без необходимости гипотетической ассимиляции богатого серой материала в магматическом канале.

Сульфидно-силикатная несмесимость на ранних этапах эволюции островодужных магм

Документация сульфидно-силикатной несмесимости в случае базальтов горы Медвежья является еще одним фактом в пользу гипотезы о типичности этого процесса в островных дугах и на континентальных окраинах с корой континентального типа (например, Jenner et al., 2010; Lee, Tang, 2020). Причинно-следственная связь между мощностью коры и присутствием сульфида на ликвидусе магм является дискуссионным вопросом. Наши новые данные показывают, что кристаллизация магм в присутствии сульфида происходила при относительно окислительных условиях, и, следовательно, редокс-условия не являются в данном случае фактором, контролирующим стабильность сульфидов. Более вероятно, такими факторами являются низкие температуры кристаллизации, высокое давление кристаллизации магм и, возможно, высокое содержание воды в расплавах. Решение этого фундаментального вопроса остро нуждается в дополнительных данных.

Ряд исследователей предполагают, что сульфидная фаза на ранних этапах эволюции островодужных магм представлена моносульфидным твердым раствором (MSS) (например, Chen et al., 2019), кристаллизация которого способна объяснить избирательное обеднение континентальной коры рядом халькофильных элементов, в частности низкое значение Cu/Ag по сравнению с таковым мантии Земли. Сульфидно-силикатная ликвация, напротив, не способна фракционировать Cu/Ag в остаточном расплаве (например, Li, Audetad, 2012). В случае базальтов Толбачинского дола и горы Медвежья наблюдаются включения раскристаллизованной сульфидной жидкости. Эти данные не отрицают самой возможности насыщения расплавов MSS, но это должно было происходить на более поздних этапах фракционирования магм. Отметим также, что “скрытая” сульфидно-силикатная несмесимость в изверженных островодужных породах может быть ответственной за истощение их составов не только медью, но и элементами группы платины, проявляющими свойства халькофильных элементов (Nekrylov et al., 2022).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На Камчатке обнаружен еще один объект с систематическим присутствием включений сульфидов в оливинах – примитивные оливиновые базальты горы Медвежья, расположенной в пределах Авачинской группы вулканов. В результате проведенного исследования установлено, что:

1) Породы имеют гибридное происхождение и наряду с преобладающими вкрапленниками высоко-Са оливина содержат редкие (около 1.5%) ксенокристаллы низко-Са оливина с включениями сульфидов и также вкрапленники шпинели типично мантийного низко-Ti состава.

2) Вкрапленники высоко-Са оливина имеют нормальную зональность и типичный для базальтов Камчатки состав за исключением необычного обогащения MnО от 0.20 до 0.55 мас. % при изменении состава оливина в интервале Fo78.2–87.8. Кристаллизация происходила при 1036–1241°С и, судя по отсутствию вкрапленников высоко-Mg# клинопироксена, при низкобарических условиях (вероятно, менее 500 МПа). Необычное обогащение марганцем объясняется понижением Fe/Mn в расплаве в результате взаимосвязанных процессов окисления железа и обильной кристаллизации магнетита с высоким значением Fe/Mn.

3) Вкрапленники оливина с сульфидными включениями отличаются отсутствием зональности или слабовыраженной обратной зональностью, пониженными содержаниями Ca, Ni, Mn, Cr и Al. Оцененные температуры кристаллизации сульфидсодержащих оливинов − 1010–1062°С, редокс-условия отвечали ΔQFM = 1–2. Характер зональности и особенности состава сульфидсодержащих вкрапленников оливина предполагают их кристаллизацию в глубинных коровых условиях из низкотемпературных высоководных и/или низко-Са магм.

4) Полученные результаты подтверждают реалистичность процесса насыщения окисленных островодужных магм сульфидом на ранних стадиях кристаллизации, но показывают редкость этого процесса и его нетипичность для низкобарической стадии кристаллизации. Условия протекания сульфидно-силикатной несмесимости и состав сульфидных фаз в примитивных окисленных островодужных магмах остаются плохо изученными и нуждаются в продолжении разносторонних исследований.

Благодарности. Авторы благодарят Н.А. Некрылова за ценные советы и помощь при работе над статьей, А.А. Арискина и М.Л. Толстых − за детальные рецензии, которые помогли авторам во многом переосмыслить полученные результаты.

Финансовые источники. Работа выполнена при поддержке гранта РНФ 22-27-00029 (Савельев Д.П.) и в рамках темы НИР № 0282-2019-0004 Института вулканологии и сейсмологии ДВО РАН.

Список литературы

  1. Масуренков Ю.П., Егорова И.А., Пузанков М.Ю. и др. Авачинский вулкан // Действующие вулканы Камчатки. Т. 2. М.: Наука, 1991. С. 246–254.

  2. Николаев Г.С., Арискин А.А., Бармина Г.С. и др. Тестирование Ol–Oрx–Sp оксибарометра Балльхауса–Берри–Грина и калибровка нового уравнения для оценки окислительного состояния расплавов, насыщенных оливином и шпинелидом // Геохимия. 2016. № 4. С. 323–343.

  3. Портнягин М.В., Миронов Н.Л., Матвеев С.В., Плечов П.Ю. Петрология “авачитов” –высокомагнезиальных базальтов Авачинского вулкана, Камчатка: II. Расплавные включения в оливине // Петрология. 2005. Т. 13. № 4. С. 358–388.

  4. Пузанков М.Ю. Геохимическая зональность в островной дуге (на примере Авачинского ряда вулканов) // Геохимическая типизация магматических и метаморфических пород Камчатки. Научн. ред. А.П. Кривенко. Новосибирск, 1990. С. 114–128.

  5. Тобелко Д.П., Портнгяин М.В., Крашенинников С.П. и др. Состав и условия образования примитивных магм Карымского вулканического центра (Камчатка) по данным изучения расплавных включений и микроэлементной термобарометрии // Петрология. 2019. Т. 27. № 3. С. 258–281.

  6. Хубуная С.А., Гонтовая Л.И., Соболев А.В., Хубуная В.С. К вопросу о магматических очагах под вулканом Ключевской (Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 2018. № 2. С. 14–30.

  7. Ariskin A.A., Barmina G.S. An empirical model for the calculation of spinel-melt equilibria in mafic igneous systems at atmospheric pressure: 2. Fe-Ti oxides // Contrib. Mine-ral. Petrol. 1999. V. 134. P. 251–263.

  8. Ariskin A.A., Barmina G.S. COMAGMAT: Development of a magma crystallization model and its petrological applications // Geochem. Int. 2004. V. 42. Suppl. 1. P. 1–157.

  9. Ariskin A.A., Danyushevsky L.V., Bychkov K.A. et al. Mode-ling solubility of Fe-Ni sulfides in basaltic magmas: the effect of nickel // Econom. Geol. 2013. V. 108. P. 1983–2003.

  10. Amosova A.A., Panteeva S.V., Chubarov V.M., Finkelshtein A.L. Determination of major elements by wavelength-dispersive X-ray fluorescence spectrometry and trace elements by inductively coupled plasma mass spectrometry in igneous rocks from the same fused sample (110 mg) // Spectrochim Acta. Part B. 2016. V. 122. P. 62–68.

  11. Bai Z.-J., Zhong H., Hu R.-Z., Zhu W.-G. Early sulfide saturation in arc volcanic rocks of southeast China: implications for the formation of co-magmatic porphyry–epithermal Cu–Au deposits // Geochim. Cosmochim. Acta. 2020. V. 280. P. 66–84.

  12. Batanova V.G., Thompson J.M., Danyushevsky L.V. et al. New olivine reference material for in situ microanalysis // Geostand. Geoanal. Res. 2019. V. 43. P. 453–473.

  13. Blundy J., Melekhova E., Ziberna L. et al. Effect of redox on Fe–Mg–Mn exchange between olivine and melt and an oxybarometer for basalts // Contrib. Mineral. Petrol. 2020. V. 175. P. 103.

  14. Chen K., Rudnick R.L., Wang Z. et al. How mafic was the Archean upper continental crust? Insights from Cu and Ag in ancient glacial diamictites // Geochim. Cosmochim. Acta. 2019. V. 278. P. 16–29.

  15. Coogan L.A., Saunders A.D., Wilson R.N. Aluminum-in-oli-vine thermometry of primitive basalts: evidence of an anomalously hot mantle source for large igneous provinces // Chem. Geol. 2014. V. 368. P. 1–10.

  16. Fonseca R.O.C., Campbell I.H., O’Neill H.S.C., Fitzgerald J.D. Oxygen solubility and speciation in sulphide-rich mattes // Geochim. Cosmochim. Acta. 2008. V. 72. № 11. P. 2619–2635.

  17. Gavrilenko M., Herzberg C., Vidito C. et al. A Calcium-in-olivine geohygrometer and its application to subduction zone magmatism // J. Petrol. 2016. V. 57. P. 1811–1832.

  18. Herzberg C. Identification of source lithology in the Hawaiian and Canary Islands: implications for origins // J. Petrol. 2011. V. 52. № 1. P. 113–146.

  19. Humayun M., Qin L., Norman M.D. Geochemical evidence for excess iron in the mantle beneath Hawaii // Science. 2000. V. 306. P. 91–94.

  20. Ionov D.A. Petrology of mantle wedge lithosphere: new data on supra-subduction zone peridotite xenoliths from the andesitic Avacha volcano, Kamchatka // J. Petrology. 2010. V. 51. № 1–2. P. 327–361.

  21. Jenner F.E, O’Neill H.S.C., Arculus R.J., Mavrogenes J.A. The magnetite crisis in the evolution of arc-related magmas and the initial concentration of Au, Ag and Cu // J. Petrol. 2010. V. 51. № 12. P. 2445–2464.

  22. Kamenetsky V.S., Zelenski M., Gurenko A. et al. Silicate-sulfide liquid immiscibility in modern arc basalt (Tolbachik volcano, Kamchatka): Part II. Composition, liquidus assemblage and fractionation of the silicate melt // Chem. Geol. 2017. V. 471. P. 92–110.

  23. Kepezhinskas P., Berdnikov N., Kepezhinskas N., Konovalova N. Metals in Avachinsky peridotite xenoliths with implications for redox heterogeneity and metal enrichment in the Kamchatka mantle wedge // Lithos. 2022. 106610.

  24. Krasheninnikov S.P., Bazanova L.I., Ponomareva V.V., Portnyagin M.V. Detailed tephrochronology and composition of major Holocene eruptions from Avachinsky, Kozelsky, and Koryaksky volcanoes in Kamchatka // J. Volcanology and Geothermal Res. 2020. V. 408. 107088.

  25. Lee C.-T.A., Tang M. How to make porphyry copper depo-sits // Earth Planet. Sci. Lett. 2020. V. 529. 115868.

  26. Lee C-T.A., Luffi P., Chin E.J. et al. Copper systematics in arc magmas and implications for crust-mantle differentiation // Science. 2012. V. 336. 6077.

  27. Libourel G. Systematics of calcium partitioning between oli-vine and silicate melt: implications for melt structure and calcium content of magmatic olivines // Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 136. P. 63–80.

  28. Li C.S., Ripley E.M. Empirical equations to predict the sulfur content of mafic magmas at sulfide saturation and applications to magmatic sulfide deposits // Mineral. Deposita. 2005. V. 40. № 2. P. 218–230.

  29. Li Y., Audetat A. Partitioning of V, Mn, Co, Ni, Cu, Zn, As, Mo, Ag, Sn, Sb, W, Au, Pb, and Bi between sulfide phases and hydrous basanite melt at upper mantle conditions // Earth Planet. Sci. Lett. 2012. V. 355. P. 327–340.

  30. Liu Y., Samaha N.-T., Baker D.R. Sulfur concentration at sulfide saturation (SCSS) in magmatic silicate melts // Geochim. Cosmochim. Acta. 2007. V. 71. P. 1783–1799.

  31. Matjuschkin V., Blundy J.D., Brooker R.A. The effect of pressure on sulphur speciation in mid- to deep-crustal arc magmas and implications for porphyry the formation of copper deposits // Contrib. Mineral. Petrol. 2016. V. 171. P. 66.

  32. Mironov N., Portnyagin M., Botcharnikov R. et al. Quantification of the CO2 budget and H2O–CO2 systematics in subduction-zone magmas through the experimental hydration of melt inclusions in olivine at high H2O pressure // Earth Planet. Sci. Lett. 2015. V. 425. P. 1–11.

  33. Mungall J.E., Brenan J.M., Godel B. et al. Transport of me-tals and sulphur in magmas by flotation of sulphide melt on vapour bubbles // Nature Geosci. 2015. V. 8. P. 216–219.

  34. Nekrylov N., Portnyagin M.V., Kamenetsky V.S. et al. Chromium spinel in Late Quaternary volcanic rocks from Kamchatka: implications for spatial compositional variability of subarc mantle and its oxidation state // Lithos. 2018. V. 322. P. 212–224.

  35. Nekrylov N., Kamenetsky V.S., Savelyev D.P. et al. Platinum-group elements in Late Quaternary high-Mg basalts of eastern Kamchatka: evidence for minor cryptic sulfide fractionation in primitive arc magmas // Lithos. 2022. V. 412–413. March 2022. 106608

  36. Park J.-W., Campbell I.H., Kim J., Moon J.-W. The role of late sulfide saturation in the formation of a Cu- and Au-rich magma: insights from the platinum group element geochemistry of Niuatahi–Motutahi Lavas, Tonga Rear Arc // J. Petrol. 2015. V. 56. P. 59–81.

  37. Richards J.P. The oxidation state, and sulfur and Cu contents of arc magmas: implications for metallogeny // Lithos. 2015. V. 233. P. 27–45.

  38. Savelyev D.P., Kamenetsky V.S., Danyushevsky L.V. et al. Immiscible sulfide melts in primitive oceanic magmas: evidence and implications from picrite lavas (Eastern Kamchatka, Russia) // Amer. Mineral. 2018. V. 103. № 6. P. 886–898.

  39. Zelenski M., Kamenetsky V.S., Mavrogenes J.A. et al. Silicate-sulfide liquid immiscibility in modern arc basalt (Tolbachik volcano, Kamchatka): Part I. Occurrence and compositions of sulfide melts // Chemical. Geol. 2018. V. 478. P. 102–111.

  40. Zelenski M., Kamenetsky V.S., Nekrylov N., Kontonikas-Charos A. High sulfur in primitive arc magmas, its origin and implications // Minerals. 2022. V. 12. № 1. P. 37.

Дополнительные материалы

скачать ESM.xls
Supplementary: ESM_1. – ESM_10.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал