Вулканология и сейсмология, 2020, № 4, стр. 40-56

ВВЕДЕНИЕ

Эребус (рис. 1) – активный внутриплитный стратовулкан (вулканический остров Росса, 77°32′ ю.ш., 167°17′ в.д.), расположенный на тонкой (17–25 км) континентальной коре, и приуроченный к краю Западно-Антарктической рифтовой системы [Kyle et al., 1992; Encyclopedia …, 1999]. Возраст вулкана – 1.3 млн лет, зарегистрированная активность приходится на последние 172 тыс. лет (поздний плейстоцен–настоящее время). В этот период произошло множество, преимущественно, эффузивных извержений с экстремумами активности в интервалах 95 ± 9… 76 ± 4 и 27 ± 3 … 21 ± 4 тыс. лет [Harpel et al., 2004; Esser et al., 2004; Kelly et al., 2008]. Соответствующие лавы по составу образуют практически непрерывную серию магматической дифференциации – так называемую линию Эребуса – в последовательности: базаниты (оливиновые тефриты) → → фонотефриты → тефрофонолиты → анортоклазовые фонолиты [Iacovino et al., 2013; Iverson et al., 2014]. Доля фонолитовой фракции в серии оценивается в 20–30%. В качестве породообразующих в лавах установлены оливин состава от Fa_55–88 в базанитах до Fa_43–51 в фонотефритах; эгирин-авгит; ульвит-магнетит Mn–Mg–Al–Cr-содержащий; гексагональный пирротин состава Fe_0.96–1S, локализующийся в интерстициях магнетита; полевые шпаты состава от ортоклаз-альбит-анортита в базанитах до анортит-ортоклаз-альбита в фонолитах; нефелин, накапливающийся в направлении от базанитов до фонотефритов. Использование магнетит-ильменитового термометра дает температуру кристаллизующейся базанитовой лавы в 1081 ± 12°С [Kyle et al., 1992].

Рис. 1.

Антарктида (а); вулканический остров Росса (б) с вулканами Эребус (1, высота 3794 м, кратер диаметром 805 м и глубиной 274 м), Террор (2, 3230 м), Берд (3, 1765 м), Терра-Нова (4, 2130 м); гора (в) и кратер (г) Эребус на рассвете.

В течение последних 40 тыс. лет, т.е. практически на протяжении всего квартера на Эребусе наблюдается устойчиво фонолитовый состав извержений. С 1970-х гг. этот вулкан находится в активной стадии, с постоянным существованием лавового озера в кратере и периодическими выбросами пирокластики [Тазиев, 1987].

Кроме того, на Эребусе выявлены лавовые трахиты, которые считаются особой побочной магматической деривацией, образовавшейся в результате комбинированной ассимиляционно-фракционной кристаллизации.

На основании петрологических и геохимических данных предполагается, что образование исходных базанитовых расплавов на Эребусе происходит за счет 2% плавления перидотита в пульсирующем выступе (плюме) истощенной астеносферной мантии, расположенном непосредственно под вулканом. Диаметр плюма оценивается примерно в 40 км [Kyle et al., 1992]. Полученные для эффузивных пород Эребуса изотопные коэффициенты ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = = 0.702984 ± 0.000028 и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.5102 ± 0.0019 характерны для кайнозойских западно-антарктических рифтовых вулканов [Panter et al., 2006] и вообще для OIB-базальтов. Предполагается, что каждая генерация базанитов на Эребусе происходит из новой порции мантийных выплавок, последующая фракционная дифференциация базанитового расплава осуществляется при высокой температуре и в относительно сухих условиях [Iverson et al., 2014].

Для лавовых трахитов указывается более высокое значение коэффициента ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70425, что подтверждает предположение об их образовании в результате комбинированной ассимиляционно-фракционной кристаллизации.

Эксплозивные события в истории Эребуса отмечаются гораздо реже, наиболее надежно датируясь в интервалах 77–56, 46–32, 18–10 тыс. лет. Следы таких извержений обнаружены в ледяных кернах, по которым прослежены до 14 датированных и 20 пока недатированных слоев тефры. Все это свидетельствует о том, что эксплозивная деятельность Эребуса сильно уступает эффузивной активности и происходит дискретно, но в целом на протяжении всей зарегистрированной истории извержений [Harpel et al., 2004]. Самый поздний период эффузивной и эксплозивной активности Эребуса начался в 1972 г., открыв современную эпоху систематических исследований продуктов кайнозойского вулканизма в Антарктике [Kyle, Jazek, 1978; Stothers, Rampino, 1983].

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Объектом наших исследований послужила небольшая проба относительно свежего светлоокрашенного пепла, отнесенного к извержению 2000 г. и отобранного Ф.Р. Кайлом на кромке кратера Эребуса. Частицы в образце характеризуются, преимущественно, вытянутой формой, варьируясь по размеру от 200 до 1000 мкм (рис. 2). В ходе исследований пробы применялись следующие методы: оптическая микроскопия (компьютеризированный комплекс OLYMPUS BX51); рентгеновская дифрактометрия (Shimadzu XRD-6000); аналитическая сканирующая электронная микроскопия (JSM-6400 c ЭД и волновым спектрометрами); масс-спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой (Perkin Elmer ELAN 9000; рентгенофлуоресцентный анализ (Shimadzu XRF-1800); изотопная спектрометрия (Delta V+ (Finnigan) с элементным анализатором Flash EA-HT 1112 и газовым коммутатором Confo IV); газовая хроматография (“Цвет-800” с пиролитической приставкой). Анализ на микроэлементы проводился в ЦКП “Геоаналитик” Института геологии и геохимии УрО РАН (г. Екатеринбург), остальные определения осуществлены в ЦКП “Геонаука” Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар).

Рис. 2.

Морфология и размеры частиц тефры в исследованной пробе с вулкана Эребус.

ГАБИТУС И РАЗМЕРЫ ЧАСТИЦ

По морфологии и размеру частицы в исследуемом образце пепла подразделяются на четыре типа (табл. 1). К первому типу отнесены наиболее крупные, вытянутые (с коэффициентом удлинения 2.5–3) субпризматические формы, представляющие собой сростки множества волосоподобных субиндивидов толщиной 10–30 мкм (рис. 3а–3е). В торцах таких частиц наблюдаются довольно глубокие полости, субпараллельно ориентированные своими осями по длине субиндивидов и очень похожие на газовые пузыри, образующиеся при дегазации застывающих расплавов (см. рис. 3д, 3е). Вытянутость таких полостей вдоль простирания субиндивидов-волокон в частицах вполне согласуется с выдвинутой идеей их происхождения. Второй тип образуют несколько более мелкие и менее вытянутые (коэффициент удлинения 1.3–1.7) угловато-комковатые частицы с гладкостенными изометричными и овальными полостями, еще более похожими на пузыри, потерявшие со временем газы.

Рис. 3.

Частицы субпризматические (а–е) и угловато-комковатые (ж–м) с признаками микровезикулярности. СЭМ-изображения в режиме вторичных (а, в, д, ж, и, л) и упруго отраженных (б, г, е, з, к, м) электронов.

В качестве третьего типа выступают многочисленные рогульчатые частицы (рис. 4а–4е), по размеру и степени удлинения сопоставимые с угловато-комковатыми частицами. Для них тоже характерны пузырьки, но контрастные по размеру – от относительно крупных в 20–30 мкм вытянутых до мелких в 1–5 мкм более овально-округлых. Наконец, к четвертому типу мы отнесли едва ли не преобладающие по частоте встречаемости пластинчатые формы с мелко ступенчатыми латеральными плоскостями (см. рис. 4ж–4м). На таких частицах пузырьки встречаются очень редко.

Рис. 4.

Частицы рогульчатые (а–е) и пластинчатые (ж–м). СЭМ-изображения в режиме вторичных (а, в, д, ж, и, м) и упруго отраженных (б, г, е, з, к, л) электронов.

Следует подчеркнуть, что приведенные выше данные по исследуемому образцу тефры хорошо согласуются с данными [Kyle, Jazek, 1978; Iverson et al., 2014] по пеплам из кернов со станции Бэрд (Земля Мэри Бэрд) на западном антарктическом ледяном покрове, полученных с высоты 2154 м.

ХИМИЗМ, МИКРОЭЛЕМЕНТЫ И ЛИТОГЕННЫЕ ГАЗЫ

По валовому химическому составу исследуемая тефра отвечает анортоклазовому фонолиту с сильной прямой корреляцией (r = 0.61) между содержаниями Na₂O и K₂O (табл. 2). При этом она отличается от лавовых фонолитов несколько большей щелочностью. Тем не менее, анализируемая тефра вполне вписывается в генеральную линию кристаллизационной дифференциации лав Эребуса (рис. 5). Анализ стеклофазы в тефре показал, что она гораздо более кислая, чем валовый состав, варьируясь в последовательности: кислые фонолиты → щелочные трахиты → трахиты → трахириодациты → трахидациты → трахириолиты. Кроме того, в единичных случаях обнаруживается стеклофаза трахиандезитового состава. Таким образом, выявляется значительная дифференцированность химического состава тефры на более кислую, чем в целом фонолит, стеклофазу и микролитовую полевошпатовую фракцию.

Рис. 5.

Диаграмма TAS [Петрографический кодекс, 2008], иллюстрирующая химизм продуктов эффузивной и эксплозивной фаций извержений вулкана Эребус. Поля на диаграмме: 1 – пикриты; 2, 3 – пикриты соответственно умеренно-щелочные и щелочные; 4 – фондиты; 5–8 – пикробазальты соответственно ультраосновные, умеренно-щелочные, щелочные, основные; 9 – базальты; 10 – трахибазальты; 11 – базальты щелочные; 12 – андезибазальты; 13 – трахиандезибазальты; 14 – фонотефриты; 15 – андезиты; 16 – трахиандезиты; 17 – тефрифонолиты; 18 – дациты низкощелочные; 19 – дациты; 20 – трахидациты; 21 – трахиты; 22 – трахиты щелочные; 23 – фонолиты; 24 – риодациты низкощелочные; 25 –трахиодациты; 26 – трахириодациты; 27 – риодациты щелочные (пантеллериты); 28 – риолиты низкощелочные; 29 – риолиты; 30 – трахириолиты; 31 – риолиты щелочные (комендиты). Объекты: 1 – лавы генеральной линии Эребуса; 2 – лавовые фонолиты; 3–5 – данные по исследуемому образцу тефры, соответственно валовый состав, стеклофаза в частицах, микролиты полевых шпатов.

В составе исследуемой тефры обнаружен 51 микроэлемент, включая 14 лантаноидов (табл. 3). Суммарное содержание микроэлементов колеблется в пределах 3765–4425 г/т, сумма лантаноидов составляет 626 ± 106 г/т. По ассортименту микроэлементов исследуемая тефра аналогична лавовым вулканитам на Эребусе, которые демонстрируют довольно плавный и непрерывный рост концентраций и изменение пропорций в пользу щелочных, щелочноземельных и редкоземельных элементов в направлении от базанитов к фонолитам [Kelly et al., 2007]. По средней сумме микроэлементов тефра примерно совпадает с лавовыми фонолитами, но превосходит базаниты, фонотефриты-тефрофонолиты и трахиты соответственно в 1.34, 1.23 и 1.43 раза. По сумме лантаноидов тефра превосходит базаниты, фонотефриты и тефрифонолиты в 1.6 раз, а лавовые фонолиты – в 1.3 раза. Тренд хондритнормированных концентраций лантаноидов в тефре в целом близок к таковому в лавах от базанитов до фонолитов, но отличается присутствием на кривых тефры небольшого Eu-минимума. На спайдер-диаграмме для тефры выявляется дефицит совместимого с базальтоидами Sr и, напротив, значительный избыток несовместимых элементов – Rb, Zr, Y, Th, U, тяжелые лантаноиды (рис. 6). На диаграммах Th–Hf–Ta [Wood, 1980] и Ta/Yb–Th/Yb [Boynton, 1984], а также на диаграмме Zr–Zr/Y точка состава тефры определенно попадает в поля внутриплитной геодинамической обстановки.

Рис. 6.

Нормированные концентрации микроэлементов в исследуемом образце тефры. 1 – по данным [Kyle et al., 1992]; 2 – по данным авторов.

С позиции теории геохимической дифференциации по Ю.Г. Щербакову [Щербаков, 1965, 1976, 1982] в рамках лавовой линии Эребуса в направлении от базанитов к фонолитам выявляется сильный и упорядоченный тренд увеличения концентрации центробежных и дефицитно-центробежных элементов, компенсирующий уменьшение концентрации центростремительных и минимально центробежных элементов. Это, безусловно, подтверждает факт образования линии Эребуса в результате единого процесса магматической дифференциации. Лавовые трахиты на этом фоне обнаруживают противоречивые свойства. По концентрации центробежных и минимально-центробежных элементов они отвечают фонотефритам и тефрифонолитам, а по концентрации центростремительных и минимально-центробежных элементов – фонолитам. Такой результат не является неожиданным, поскольку соответствует ранее сделанным выводам американских вулканологов о специфичном происхождении трахитов на Эребусе.

Массовое проявление в микроскульптуре частиц исследуемой тефры пузырьков дегазации свидетельствует о значительной газонасыщенности первоначального расплава. Проведенный нами анализ выявил в составе литогенной газовой фазы широкую ассоциацию компонентов, включающую как неорганические газы, так и множество углеводородов в диапазоне алканов и алкенов С₁–С₄ (табл. 4). Судя по экспериментальным данным [Iacovino et al., 2013], способность лав линии Эребуса растворять вулканические газы действительно высокая, но быстро падающая с уменьшением давления уже в диапазоне 700–400 МПа. При этом именно в лавовых фонотефритах содержание растворенных газов становится минимальным – примерно на уровне 0.2–0.3% по Н₂О и 0.05–0.2% по СО₂, что почти совпадает с полученными нами данными по тефре – Н₂О примерно 0.15%, (СО + СО₂) – 0.02%. Несколько более низкие значения содержания газов в исследуемой тефре отражают, очевидно, ее эксплозивное происхождение.

С петрологических позиций состав литогенных газов, выявленных в тефре с Эребуса, коррелируется с составом газов в продуктах корово-мантийных взаимодействий, причем со значительным приближением к собственно мантийным образованиям. На это указывают значительная доля в пиролизате угарного газа (рис. 7а) и преобладание углеводородов С₂–С₄ над метаном (см. рис. 7б). Кроме того, тефра с Эребуса по составу углеводородов в пиролизате близка к андезибазальтовым лавам Толбачинского извержения 2012–2013 гг. (см. рис. 7в), что свидетельствует об обусловленности состава литогенных газов в продуктах вулканизма не столько составом и фациальной природой последних, сколько глубинностью источников вещества.

Рис. 7.

Петрологические аспекты происхождения литогенных газов в тефре с Эребуса. а – пропорции неорганических газов в мантийно-коровых производных (А – мантийные производные (алмазы), Б – продукты мантийно-коровых взаимодействий (минералы алмазосодержащих парастерезисов), В – коровые производные) [Петровский и др., 2008]; б – то же самое для углеводородных газов; в – пропорции углеводородных газов в пиролизатах, полученных при нагревании до 400°С (1) и в диапазоне 400–1000°С лав ТТИ-50 [Силаев и др., 2019] (2). Звездочкой показан состав литогенных газов в исследованной тефре.

МИНЕРАЛЬНО-ФАЗОВЫЙ СОСТАВ

На рентгеновской дифрактограмме тефры с Эребуса в области углов 2Ө 22°–37° регистрируется широкая полоса излучения (FWHM = 11°), максимум которого приходится на 26.7°, что соответствует d/n = 3.3 Å. Это отвечает вулканическому стеклу. В области экстремума полосы наблюдаются два узких рефлекса – 3.34 и 3.22 Å, указывающие на незначительную примесь соответственно кварца и полевого шпата. Таким образом, рентгеновские данные в сочетании с результатами аналитической СЭМ свидетельствуют о том, что исследуемая тефра в основном сложена стеклом среднего-кислого состава. В качестве незначительной примеси в этом стекле присутствует множество микроминералов, в число которых, кроме полевых шпатов и кварца, входят кислородные соли, магнетит, рутил, пирит, самородные металлы, хлориды. Все эти минералы образуют парагенезис, весьма характерный именно для эксплозивной фации кайнозойского вулканизма [Карпов и др., 2017].

Полевые шпаты в исследуемой тефре (табл. 5) представлены спорадически встречающимся Са-содержащим ортоклазом и резко преобладающим анортоклазом состава (Na_0.61‒0.69K_0.24–0.31Ca_0.06–0.08)[Al_0.89–0.92Fe_0.15–0.18O₈]. По минальному составу последний минерал является анортит-ортоклаз-альбитом (мол. %): альбит 60–70, ортоклаз 25–30, анортит 3–8, что вполне соответствует области полной смесимости миналов. Как известно [Kelli et al., 2007], присутствующий в лавах анортоклаз характеризуется гораздо более переменным составом: в базанитах имеет место ортоклаз-альбит-анортит, а в фонолитах – анортит-ортоклаз-альбит, но с существенно большим содержанием анортита (до 23 мол. %), чем в фонолите тефры.

Циркон в тефре обнаружен в стеклофазе в виде единичных включений, часто в форме типичных для него пирамидально-призматических кристаллов размером (6.9 ± 7.4) × (3.7 ± 2.7) мкм (рис. 8а, 8б). Состав циркона (табл. 6) рассчитывается на формулу (Zr_0.97–0.99Hf_0–0.01)[SiO₄].

Рис. 8.

Выделения акцессорных силикатов и фосфатов в тефре. Минералы: ЦРК – циркон, АП – апатит, МОН – монацит. СЭМ-изображения в режимах вторичных (а, в, д) и упруго-отраженных (б, г, е) электронов.

В группу фосфатов входят апатит и монацит. Первый минерал – хлоргидраксилапатит состава (Ca_9.75–10.06Sr_0–0.35Mn_0–0.21)_9.89–10.06[P_5.64S_0–0.36O₂₄] (OH)_1.66–2.34Cl_0–0.59, образующий очень мелкие преимущественно овальные выделения размером (0.9 ± 0.6) × (0.14 ± 0.21) мкм (см. рис. 8в, 8г). Второй фосфат в тефре – La-Ce-Nd монацит – встречается в срастаниях с рутилом и ортоклазом в виде изометричных зерен размером (5–7) × (3–4) мкм (см. рис. 8д, 8е).

Sr-содержащий барит состава (Ba_0.93–0.95Sr_0.05–0.07)[SO₄] большей частью отмечается в виде гомогенных зерен неправильной формы размером (4.34 ± 1.45) × (3.4 ± 1.85) мкм. Некоторые зерна барита имеют агрегатное строение, будучи сложенными множеством плотно сросшихся субиндивидов угловато-овальной формы и размером (0.51 ± 0.38) × (0.13 ± 0.05) мкм.

Магнетит в тефре встречается довольно часто и в разных формах – от хлопьевидных скоплений мезонанометровых частиц (рис. 9а, 9б) до обособленных зерен размером (2.01 ± 2.9) × (1.39 ± 1.87) мкм (см. рис. 9в, 9г). В единичных зернах размером 6–8 мкм наблюдается нанопористость (см. рис. 9д, 9е). Состав минерала (табл. 7) характеризуется формулой (Fe_0.94–1Mn_0–0.06)(Fe_1.28–1.99Ti_0–0.64Al_0–0.29)₂O₄. Расчеты состава на миналы приводит к выводу о присутствии в исследуемой тефре четырех разновидностей магнетита, а именно (в последовательности уменьшения частоты встречаемости) герцинит-магнетита, магнетита, ульвит-магнетита, магнетит-ульвита.

Рис. 9.

Выделения разновидностей магнетита (МГ) в тефре. СЭМ-изображения в режимах вторичных (а, в, д) и упруго отраженных (б, г, е) электронов.

Характерной примесью в тефре выступают многочисленные включения самородных металлов размером (3.9 ± 1.9) × (1.9 ± 1) мкм и коэффициентом удлинения 2.2 ± 0.8 (рис. 10). Среди таких включений преобладает латунь состава Cu_0.55–0.59Zn_0.37–0.4Fe_0.02–0.06Pb_0–0.01 (табл. 8). Кроме латуни, изредка встречается Cu–Fe-содержащая самородное олово. Следует подчеркнуть, что самородно-металлическая минерализация весьма характерна именно для эксплозивной фации вулканизма [Карпов и др., 2017]. Особенное значение имеет обнаружение в тефре изометричных частиц хлоридов (см. рис. 3д, 3е), часто локализованных вблизи пузырьков дегазации. Размер частиц варьируется в пределах (3.5 ± 1.57) × (2.7 ± 1) мкм. По составу это твердые растворы на основе сильвина (см. табл. 8): (0.77–0.8) KCl + (0.17–0.2) NaCl + + 0.03 CaCl₂.

Рис. 10.

Выделения природной латуни (CuZn) в тефре. СЭМ-изображения в режимах вторичных (а, в) и упруго-отраженных (б, г–е) электронов.

Следует подчеркнуть, что в исследованном эксплозивном фонолите мы не обнаружили нефелина, присутствие которого в эффузивных тефрифонолитах и фонолитах с Эребуса ранее отмечалось американскими вулканологами. Возможно, в нашем случае сыграли роль небольшой объем и очень сильная стекловатость проанализированного образца.

УГЛЕРОДНОЕ ВЕЩЕСТВО

Обнаружение в составе литогенных газов тефры с Эребуса углеводородов свидетельствует о вероятности нахождения в ее составе и конденсированного углеродного вещества. Проведенный методом кулонометрического титрования по величине pH (Ан-7529М) анализ показал, что валовое содержание углерода в исследуемом образце колеблется в пределах 0.02–0.05 мас. %, что на порядок превышает содержание в тефре углеводородных газов. Следовательно, в тефре Эребуса имеется преобладающая примесь негазового углеродного компонента. Анализ изотопного состава этого компонента (6 определений) привел к следующему значению изотопного коэффициента: δ¹³C_PDB = –26.47 ± 0.34‰. Этот результат лежит в пределах полученных нами данных для так называемой атомно-дисперсной формы углерода [Haggerty, 1999] в современных вулканах Камчатки и Тихоокеанского вулканического огненного кольца, а также для органоидов вулкано-атмоэлектрогенного происхождения [Силаев и др., 2016; Силаев и др., 2018].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые проведены комплексные петролого-минералого-геохимические исследования тефры с крупнейшего внутриплитного стратовулкана Эребус в Антарктиде, характеризующегося уникальной базанит-фонолитовой линией эффузивов. Исследованный образец сложен субпризматическими, угловато-комковатыми, рогульчатыми и пластинчатыми частицами, широко варьирующимися по размеру от 0.3 × 0.1 до 2 × 0.7 мм. Характерными особенностями частиц являются их микровезикулярность и вытянутость их формы, степень которой отражают значения коэффициента удлинения в пределах от 1.2 до 8. Очевидно, что такой габитус частиц обусловлен эксплозивной природой тефры. По валовому химическому составу тефра соответствует анортоклазовому фонолиту, несколько более щелочному, чем лавовые фонолиты. В фазовом отношении она сложена в основном вулканическом стеклом, широко варьирующим по химическому составу от фонолитов до трахириолитов.

В составе исследованного образца обнаружен 51 микроэлемент, суммарное содержание которых варьируется в пределах 3765–4425 г/т, в том числе сумма лантаноидов составляет 626 ± 106 г/т. По средней сумме микроэлементов тефра близко совпадает с лавовыми фонолитами, но превосходит базаниты, фонотефриты-тефрифонолиты и трахиты соответственно в 1.34, 1.23 и 1.43 раза. По сумме лантаноидов она превосходит базаниты, фонотефриты и тефрифонолиты в 1.6 раз, а лавовые фонолиты в 1.3 раза. В рамках теории геохимической дифференциации Ю.Г. Щербакова исследованная тефра вполне укладывается в единую последовательность магматической дифференциации, известную как линия Эребуса, но с некоторыми поправками на эксплозивную природу тефры. По ряду геохимических критериев тефра тестируется как продукты вулканизма, образовавшиеся именно во внутриплитно-рифтовой геодинамической обстановке.

В качестве примеси к вулканическому стеклу в тефре выявлены и исследованы полевые шпаты анортит-ортоклаз-альбитового и ортоклазового состава; хлоргидроксилапатит; La–Ce–Nd монацит; Sr-содержащий барит; шпинелиды, варьирующие по составу от магнетита до герцинит-магнетита, ульвит-магнетита и магнетит-ульвита; Fe–Pb-содержащая латунь и Cu–Fe-содержащее самородное олово; хлоридные твердые растворы гидрофилит-галит-сильвиного состава.

В составе литогенных газов тефры установлены N₂, СO, CO₂ и углеводороды С_1–4. По составу и пропорциям между компонентами газы в тефре с Эребуса коррелируются с газами в продуктах корово-мантийных взаимодействий, причем со значительным приближением к собственно мантийным образованиям. Изотопный состав углерода в тефре лежит в пределах данных, установленных для так называемой атомно-дисперсной формы углерода в продуктах современного вулканизма Тихоокеанского огненного кольца, а также для органоидов вулкано-атмоэлектрогенного происхождения. В целом исследуемую тефру можно трактовать как эксплозивный почти нацело стекловатый аналог лавовых анортоклазовых фонолитов, завершающих непрерывную серию магматических дифференциатов, известную как линия Эребуса.