авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 14 |
-- [ Страница 1 ] --

,

,

)

- :

, 110-

.

,, 7-9

2009

(1899–1985)

2009

551+551.14+552.112

26.324:26.21 50

- :.

50, 110-..,, 7-9 2009. –.:

« », 2009. – 446. :.

ISBN 978-5-9751-0081-8, - : », 110.,,,..,.

This volume contains abstracts presented at the conference “Physicochemical factors of petrogenesis and the formation of ore deposits”, dedicated to the 110th anniversary of the great Russian petrologist Dmitry Sergeevich Korzhinsky. These latest studies consider the nature of the important physicochemical parameters controlling the processes behind mineral growth during metamorphism, metasomatism, and ore-deposit formation. Developments of Korzhinskys ideas are presented in the abstracts dealing with fluid-magmatic interactions and theoretical modelling of the dynamics of processes in Earth's interior.

551+551.14+552. 26.324:26. « »

©, © ISBN 978-5-9751-0081-8. « », СОДЕРЖАНИЕ С.С. Абрамов, И.Т. Расс. Происхождение вертикальной геохимической зональности Вишневогорского массива миаскитов......................................................... О.В. Авченко, К.В. Чудненко, И.А. Александров. Решение обратных задач физико-химического моделирования методом выпуклого программирования............ П.Я. Азимов, С.А. Бушмин. Анализ подвижности элементов в метасоматитах по данным о растворимости минералов............................................................................. П.Я. Азимов. Реконструкция характера неравновесности и механизмов массопереноса при метасоматозе по морфологии и анатомии кристаллов метаморфических минералов.............................................................................................. Н.Н. Акинфиев, М.В. Воронин, А.В. Зотов, Б.Р. Тагиров. Перенос рудных компонентов в гидротермальных флюидах малой плотности: эксперимент и термодинамические предсказания................................................................................... О.В. Андреева. Катагенез и метасоматоз в платформенных осадочных прогибах, вмещающих урановые месторождения “Типа несогласия”........................... Л.Я. Аранович, Н.С. Бортников, Е.В. Шарков. Примиряя нептунизм и плутонизм: роль океанской воды в образовании плагиогранитов Срединно-Атлантического хребта...................................................................................... Л.Я. Аранович, Е.О. Дубинина, А.C. Авдеенко. Изотопный состав кислорода сосуществующих минералов силлиманит-гиперстеновых пород Порьей губы............ А.А. Арзамасцев, Ж.А. Федотов, Л.В. Арзамасцева, А.В. Травин. Палеозойский толеитовый магматизм в Кольской провинции: связь со щелочным магматизмом...... А.А. Арзамасцев, Л.В. Арзамасцева, С.Н. Шанина. Влияние щелочных расплавов на породы фундамента и возраст позднемагматических процессов в Хибинском и Ловозерском массивах.............................................................................. Р. Ахунджанов, У.Д. Мамарозиков, С.С. Сайдиганиев. Редкометалльный магматизм Узбекистана..................................................................................................

..... А.А. Бабаджанов. О литологической среде, благоприятной для скарнообразования........................................................................................................ Ю.А. Багдасаров. Сравнительные особенности распределения редкометальной минерализации в карбонатитах магматического и метасоматического механизма образования........................................................................................................ М.В. Багдасарова. Трансмагматические флюиды в верхней части литосферы и их роль в формировании полезных ископаемых (опыт изучения современной динамики и флюидодинамики в нефтегазоносных регионах)......................................... В.Н. Балашов, П.Ч. Лихтнер. Зоны-призраки в многокомпонентной метасоматической зональности.......................................................................................... Ю.А. Балашов, С.Г. Скублов. Уникальные индикаторные возможности церия в цирконах разного генезиса.................................................................................... А.Н. Берзина, А.П. Берзина, В.О. Гимон. Химический состав породообразующих и акцессорных минералов как показатель условий формирования гранитоидов Cu–Mo-порфировых месторождений (Сибирь, Монголия)............................................. А.П. Берзина, А.Н. Берзина, Р.Ш. Крымский, В.О. Гимон. Сорский Cu–Mo-порфировый магматический центр (Кузнецкий алатау):

PB-изотопная систематика полевых шпатов и сульфидов............................................... А.А. Борисов. Вполне подвижное поведение щелочей в процессе смешения/контаминации магм: экспериментальный подход....................... С.Ю. Буравлева, В.А. Пахомова, Б.Л. Залищак, Э.Г. Одариченко.

Физико-химические факторы образования корундов Западного Сихотэ-Алиня.......... С.А. Бушмин, Ю.М. Лебедева. Высокотемпературный высокобарический метасоматоз в условиях гранулитовой фации в зонах сдвиговых деформаций............ В.И. Васильев. Численная физико-химическая модель эволюции гидротермальной системы в гипербазитах на примере Таинского золоторудного месторождения (Восточный Саян)........................................................... В.И. Васильев. Комплексная компьютерная модель разреза зоны субдукции (физико-химический и динамический аспекты)............................................ И.В. Гаськов, В.А. Симонов, С.В. Ковязин. Особенности эволюции рудно-магматических систем на медно-колчеданных и медно-порфировых месторождениях.............................................................................. В.Ю. Герасимов. Геоспидометрия и термохронология метаморфических систем................................................................................................... В.А. Глебовицкий, И.С. Седова. Процессы гранитизации в условиях амфиболитовой и гранулитовой фации, Алданский щит............................................... А.Б. Голубкова, А.А. Носова, В.А. Ларченко, А.П. Гунин. Взаимодействие кимберлитового расплава с мегакристами ильменита (на примере кимберлитов кепинского поля ААП).......................................................... Н.С. Горбачев. Источники и условия формирования сульфидо-силикатных магм Норильского района (геология, геохимия, эксперимент)..................................... А.И. Грабежев, Ю.Л. Ронкин. Изотопная флюидно-магматическая эволюция медно-порфировых систем «Диоритовой» модели (на примере месторождений Южного Урала)................................................................. С.Н. Гришина, А.Г. Полозов. Генезис хлоридных ксенолитов кимберлитовой трубки Восточная Удачная................................................................................................ А.С. Дмитриева. Флюидные включения в минералах-самоцветах из миароловых пегматитов Малханского месторождения турмалина......................... К.А. Докукина. Петрология кальциевых базитов Тастауской вулканоплутонической структуры (Восточный Казахстан).......................................... К.Н. Егоров, Ю.А. Минаева, Ю.В. Меньшагин. Петролого-геохимическая гетерогенность калиевых магматитов юга Сибирской платформы.............................. А.А. Ефимов. Эквипотенциальные системы в расслоенных габбро:

термодинамическая трактовка в свете концепции вполне подвижных компонентов Д.С. Коржинского....................................................................................... Б.Л. Залищак, В.А. Пахомова, Ю.А. Шабанова, О.А. Карась, С.Ю. Буравлева, Д.Г. Федосеев, В.А. Соляник, А.А. Карабцов, Н.И. Екимова.

Метамагматизм – ведущий процесс формирования полихронных магматогенных ареалов, на примере Восточного Алдана, Сихотэ-Алиня, Кореи.................................. Г.П. Зарайский. Экспериментальная апробация концепции Д.С. Коржинского о дифференциальной подвижности компонентов на примере метасоматической зональности.................................................................... И.А. Зотов. Трансмагматические флюиды в эндогенных процессах:

достижения, перспективы и проблемы............................................................................ Н.Н. Зыкин, Н.В. Сокерина. Источник вещества при формировании золоторудного месторождения «Верхненияюское-1» по изотопным данным............ В.Л. Ильченко. О Рудных ксенолитах, как перспективном поисковом признаке и об эволюции ксенолитного вещества в расплаве-захватчике........................................................................................................ А.А. Кадик. Магматический перенос летучих компонентов при плавлении ранней восстановленной мантии Земли........................................................................... О.А. Карась, В.А. Пахомова, Б.Л. Залищак, Л.Н. Куриленко, Н.В. Зарубина, Н.И. Екимова. Количественное определение бора в борных минералах Дальнегорского боросиликатного месторождения для уточнения состава минералообразующих растворов...................................................................................... И.Н. Кигай. О спорных решениях некоторых вопросов метасоматизма и рудообразования в трудах академика Д.С. Коржинского........................................... Е.В. Кислов. Факторы формирования платинометально-медно-никелевого оруденения в рифейских ультрамафит-мафитовых комплексах................................... В.В. Кнауф, Н.С. Гусева, В.Н. Иванченко. О необычном типе платиноидной минерализации в двучленных разрезах Южного обрамления Мончеплутона (Кольский полуостров)...................................................................................................... С.Г. Ковалев. Влияние давления на плавление в системе OL–OPX и его геологические следствия.......................................................................................... В.В. Козлов, С.К. Смирнова, О.Т. Шамаев. Источники рудообразующих элементов по изотопным данным..................................................................................... В.М. Козловский. Эклогитизация базитов в зонах тектонических деформаций............................................................................................... Г.Р. Колонин, Г.П. Широносова. Термодинамическая модель поведения РЗЭ в постмагматическом процессе......................................................................................... А.Б. Кольцов. Физико-химические факторы гидротермального минералообразования в термобароградиентных условиях............................................ А.Н. Конилов, А.А. Щипанский. Петрология «Замороженных жил» в эклогитах Беломорской провинции на Кольском полуострове....................................................... С.П. Кориковский, Л.Я. Аранович. Чарнокитизация и сопряженные процессы базификации в высокобарических гранулитах Лапландского пояса (Белое море, район Порьей губы)..................................................................................... В.А. Коротеев, В.Н. Сазонов, В.Н. Огородников, Ю.А. Поленов.

Геологические и физико-химические модели сопряженного формирования комплексных (W, Au, горный хрусталь) оруденения..................................................... Д.И. Корпечков. Зависимость механизмов гранитизации базитов от флюидного и температурного режима (на примере апоамфиболитовых мигматитов Северной карелии)........................................................................................ А.В. Костюк, Н.С. Горбачев. Экспериментальные исследования щелочно-карбонатного метасоматоза и плавления эклогитов:

фазовые соотношения, формирование щелочных и карбонатных магм...................... З.А. Котельникова, А.Р. Котельников. Экспериментальное изучение гетерогенных флюидных равновесий в системе силикат–вода–карбонат натрия....... Г.Г. Кочемасов. О закономерно меняющихся плотности и химизме пород, слагающих поднятые и опущенные теконические блоки планет земной группы....... Н.И. Краснова. Онтогенические критерии метасоматических процессов................... М.Т. Крупенин. Минералогические и физико-химические особенности метасоматической зональности на месторождениях кристаллического магнезита (Южно-Уральская провинция)........................................................................ Э.А. Ланда. О природе сложных (мультистадийных и многоисточниковых) интрузий.............................................................................................................................. Т.Л. Ларикова, Г.П. Зарайский. Формирование коронарных структур по модели диффузионного биметасоматоза....................................................................................... Ю.А. Литвин, В.Г. Бутвина, А.В. Бобров, А.В. Кузюра, А.В. Спивак, П.Г. Васильев, В.Ю. Окоемова. Физико-химический эксперимент в изучении магматической эволюции многокомпонентной мантии и происхождения алмаза.................................................................................................... И.И. Лиханов, В.В. Ревердатто, О.П. Полянский, П.С. Козлов, Н.В. Попов, А.Е. Вершинин. Коллизионный метаморфизм докембрийских комплексов Заангарья Енисейского кряжа........................................................................................... О.А. Луканин, В.Ф. Дернов-Пегарев. Флюидная экстракция некоторых рудных (Zn, Pb) и редких (РЗЭ) элеметов в процессе дегазации гранитных магм................... М.П. Мазуров, В.Г. Быкова, К.Г. Моргунов. Динамика флюидного режима скарново-рудных систем в областях рассеянного спрединга Сибирской платформы....................................................................................................... В.П. Макаров. О механизме образования минералов. Об особенностях использования термобарогеохимических методов в петрологических исследованиях................................................................................

.... А.А. Маракушев, Н.А. Панеях, И.А. Зотов. Удельная энтропия рудных металлов и образование их хромититовых и сульфидных месторождений................................. А.А. Маракушев, Н.Г. Зиновьева, Л.Б. Грановский. Модель формирования равновесных и неравновесных хондритов....................................................................... В.Я. Медведев, К.Н. Егоров, Л.А. Иванова. Влияние шоковой декомпрессии на распределение LIL- и HFS-элементов в пиропах из кимберлитов.......................... Ю.В. Михайлова, П.В. Панкратьев. Физико-химические и изотопно-геохимические параметры минералообразования стратиформных свинцово-цинковых месторождений Тянь-Шаня (на примере Узбекистана)................................................. А.А. Моргунова, А.Л. Перчук. Петрология докембрийских метаультрамафитов гридинского высокобарного комплекса, Карелия.......................................................... Г.С. Николаев. Вариации состава рассеянного хромита Бураковско-Аганозёрского плутона Заонежья и численное моделирование кристаллизации хромшпинелида в процессе эволюции его родоначальной магмы............................................................ А.А. Носова, О.Ф. Кузьменкова, Л.В. Сазонова, В.М. Горожанин.

Неопротерозойские бимодальные комплексы Восточно-Европейской платформы как индикаторы процессов переработки континентальной коры во внутриплитных обстановках............................................................................... В.А. Пахомова, В.Б. Тишкина, Б.Л. Залищак, А.В. Игнатьев, Л.Н. Куриленко, В.Г. Курявый, С.Ю. Буравлева, В.А. Соляник. Условия и факторы образования благородных опалов месторождения Радужное (Дальний Восток России)................. И.С. Перетяжко, Е.А. Царева. Связь тетрад-эффектов в редкоземельных распределениях гранитоидных пород с процессами фторидно-силикатной жидкостной несмесимости................................................................................................ Н.Н. Перцев, В.М. Газеев, Е.В. Галускин, И.О. Галускина, А.Г. Гурбанов, А.Е.Задов. Скарны в Верхнечегемской вулканической постройке............................... А.Л. Перчук, О.С. Корепанова. Экспериментальное моделирование взаимодействия океанической коры с мантией в зоне субдукции................................ Л.Л. Перчук. Гранитизация и частичное плавление гнейсов в связи с природой гранитных интрузий в гранулитовых комплексах.......................................................... В.А. Петров, В.В. Полуэктов, М. Леспинас, Й. Хаммер, С.И. Щукин, Р.М. Насимов.

Сейсмодеформации и урановое рудообразование в разломных зонах (на примере Стрельцовского рудного поля).................................................................... Г.Н. Пилипенко. О метасоматитах формации эльконитов, вмещающих крупнейшее золото-урановое оруденение, и об их отличии от гумбеитов.................. С.М. Пилюгин, К.А. Савко, А.Н. Конилов. Монацит-ксенотимовая термометрия высокометаморфизованных гранулитовых комплексов докембрия............................. К.К. Подлесский. Оценка P-T условий устойчивости сапфирин-кварцевых ассоциаций..................................................................................... О.П. Полянский, С.Н. Коробейников, А.В. Бабичев, В.В. Ревердатто, В.Г. Свердлова. Оценки параметров диапиризма гранитной магмы в земной коре (скорость и уровень подъема, реология и температура)....................................... В.Ю. Прокофьев, Н.Н. Акинфиев, А.Н. Краснов. Термодинамическая модель фракционирования Au и Ag в субвулканических флюидно-магматических системах.................................................................................. И.Т. Расс. Зональность сосуществующих минералов щелочно-ультраосновных пород карбонатитовых комплексов.................................................................................. В.В. Ревердатто. Развитие идеи Д.С. Коржинского о локальном равновесии минералов при метаморфизме...................................................................... В.В. Рябов. Проблема троктолитов в трапповых интрузиях.......................................... К.А. Савко, Е.Х. Кориш, С.М. Пилюгин. Фазовые равновесия REE-содержащих минералов при метаморфизме углеродистых сланцев Тим-Ястребовской структуры, Воронежский кристаллический массив....................................................... Л.В. Сазонова, А.А. Носова, В.М. Горожанин. Особенности состава и условия выплавления родоначального расплава мезопротерозойских оливиновых габброноритов Башкирского антиклинория (Южный Урал)................... Т.П. Салова, А.Г. Симакин. Смещение эвтектик в магматических системах и механизм растворения воды в расплавах...................................................................... О.Г. Сафонов, Л.Л. Перчук. Карбонатит-кимберлитовые тренды в хлорид-карбонат-силикатных системах в условиях верхней мантии........................ Ю.Г. Сафонов, Т.М. Злобина, М.Р. Сароян. Cопространственно-генетические соотношения рудной минерализации и метасоматитов в гидротермальных месторождениях золота..................................................................................................... Н.С. Серебряков, Д.И. Корпечков. Эволюция кислотности-щелочности при формировании корундсодержащих метасоматитов в метабазитах Чупинской толщи Беломорского подвижного пояса...................................................... А.И. Сережников. Закономерности природных процессов растворения силикатных пород............................................................................................................... А.А. Сидоров, А.В. Волков, В.Ю. Алексеев. Зоны тонкой сульфидизации и гидротермальное рудообразование по Д.С. Коржинскому......................................... С.А. Силантьев. Проблема происхождения гранитов Срединно-Океанических хребтов..................................................................................... В.А. Скворцов, В.П. Рогова. Физико-химические условия образования золота в месторождениях Балейского рудного поля.................................................................. И.П. Соловова, А.В. Гирнис, В.И. Коваленко. CaF2–NaF–NaCl расплавы в равновесии с пантеллеритовыми магмами (о. Пантеллерия, Италия)....................... Е.И. Сорока, В.П. Молошаг, Л.В. Леонова. Минеральные ассоциации гидротермально-измененных пород Сафьяновского медноколчеданного месторождения (Средний Урал)....................................................................................... Н.И. Сук, А.Р. Котельников. Жидкостная несмесимость во флюидно-магматических системах в связи с проблемой генезиса лопарита.......... В.Л. Таусон, А.Н. Сапожников, С.В. Липко, С.Н. Шинкарева. Прибайкальский лазурит – пример диссипативной структуры, пришедшей в состояние вынужденного равновесия................................................................................................. С.В. Титков, И.Д. Рябчиков, Б.С. Помазанский, Л.О. Магазина.

О микровключениях хлоридов в округлых тёмно-серых кристаллах алмаза из россыпей северо-востока Якутии................................................................................. Ж.А. Федотов. Факторы многообразия серий магматических пород.......................... В.И. Фельдман, Е.А. Козлов. Дифференциальная подвижность химических компонентов в ударных волнах........................................................................................ Л.Г. Филимонова. Акцессорные минералы гранитоидов дукатского рудного поля как индикаторы роли глубинных процессов в концентрации рудных компонентов (минералогические и изотопно-геохимические данные)................................................................................. И.М. Хасанов, В.М. Шарафутдинов. Рудное минералообразование и петрофизические свойства горных пород омчакского рудного узла......................... В.В. Хлестов, М.В. Хлестов. Рациональная термодинамическая модель твердых минеральных растворов: принципы и реализация в термобарометрических реконструкциях....................................................................... В.В. Хлестов, С.А. Каргополов. Термодинамика структурно-текстурных преобразований при метаморфизме: анализ и реконструкции стационарных и динамических ситуаций.................................................................................................. Л.И. Ходоревская. Образование континентальной коры на земле:

проблемы, гипотезы, методы решения............................................................................. А.П. Хомяков. Правило фаз и фазовое разнообразие минерального мира................... В.Н. Шарапов, А.А. Томиленко, Ю.В. Перепечко. Динамические и физико-химические характеристики надастеносферных флюидов как определяющий фактор петро- и рудогенеза в мантийно-коровых рудно-магматических системах........................................................................................ В.М. Шарафутдинов, И.М. Хасанов. Петрофизические поля и процессы минералообразования золоторудного месторождения Наталка................................... Е.В. Шарков. Реализация физико-химических законов в магматическом процессе................................................................................................. К.И. Шмулович. Физические процессы во флюидной фазе регионального метаморфизма..................................................................................................................... Р.М. Юркова, Б.И. Воронин. Биметасоматоз и геодинамика предостроводужных офиолитов....................................................................................... ПРОИСХОЖДЕНИЕ ВЕРТИКАЛЬНОЙ ГЕОХИМИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ ВИШНЕВОГОРСКОГО МАССИВА МИАСКИТОВ С.С. Абрамов, И.Т. Расс Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, 119017, Старомонетный пер., 35, westabra@yandex.ru, abramov@igem.ru Происхождение миаскит-карбонатитовой ассоциации Вишневых Гор свя зывают либо с процессами выплавления (in situ) щелочных магм в коровом суб страте под воздействием щелочных мантийных флюидов [Левин и др., 1997, Расс и др., 2004] либо как результат поступления щелочно-карбонатитовой магмы из зон плавления мантийного плюма [Недосекова и др., 2009].

Минералогическое своеобразие миаскит-карбонатитовой интрузивной ассо циации отражено в присутствии биотита в качестве основного темноцветного ми нерала (вместо флогопита), наличия циркона в карбонатитах (вместо бадделеита, обычного в классических карбонатитах). Образование интрузивов сопровождается широкими ореолами фенитизации и мигматизации, свидетельствущими о наличии интенсивных флюидопотоков сопровождавших магмообразование. Эти особенно сти Вишневогорского комплекса, несомненно, отличают его от классических кольцевых шелочно-карбонатных массивов рифтовых зон, образовавшихся в ре зультате фракционирования и ликвации первичных мантийных магм.

Хотя петрология процессов магматического замещения (т.е. образование миаскитовой магмы по коровым породам под воздействием щелочного флюида) детально разработана [Левин и др., 1997], полученные нами новые о геохимии пород позволяют детализировать механизмы магмогенерации.

Ранее установлена [Расс и др., 2004] принципиальная разница в распреде лении РЗЭ между корневыми миаскитами Потанинских гор и миаскитами глав ного интрузива Вишневых гор. Эта разница заключается в намного более низ ких содержания РЗЭ и наличии ярко выраженного Eu минимума в корневых миаскитах (рис. 1).

Распределение РЗЭ в миаскитах коррелирует с распределением кальция и щелочей, четко выделяются две группы: автохтонные миаскиты с низкими содер жаниями РЗЭ и отчетливым минимумом Eu, и аллохтонные – обогащенные РЗЭ.

По геологической позиции можно выделить три зоны с различными ре жимами петрогенезиса.

1. Фенит-мигматитовая зона (Потанины горы, Центральная щелочная полоса. Характеризуется зональным переходом от плагиогнейсов и плагиоам фиболитов через фениты к мигматиам миаскитового состава, и мигматиты и фениты перемежаются с линейными зонами карбонатитов.

Переход от фенитов к мигматитам выражается в развитии ассоциации Ne+Bt+Kfs+Ab, пироксен и амфибол замещаются биотитом и рудными минера лами (Ilm, Mt). Химизм процесса показывает, что при этом кальций и кремне зем выносятся из зоны мигматитообразования.

Cpx+CO2(fl)CaCO3(fl)+SiO2(fl)+Mt, Ilm (1) Amph+CO2(fl)CaCO3(fl)+SiO2(fl)+ Mt, Ilm+Ab+H2O(fl), (2) компоненты с отметкой (fl) находятся во флюиде. Таким образом, пироксен и амфибол исчезают из мигматитов (Ab+Bt+Kfs), до начала плавления, что при водит к понижению температуры выплавления миаскитового расплава.

Рис. 1. Распределение РЗЭ в миаскитах 2. Автохтонные миаскиты (Потанины Горы, Собачьи горы). Линейно вы тянутые маломощные тела, обрамляющиеся ореолом мигматитов и фенитов. Миа скиты – однородные интрузивные породы, содержащие шлировидные включения фенитов и карбонатитов. Характерной чертой этих миаскитов, является состав по левого шпата, который представлен здесь антипертитовым Kfs с содержанием Ab до 60-70 %. Б.М. Роненсон (1966) относил их к «гиперсольвусным», т.е. моношпа товым образованиям. Сравнение мигматитов и автохтонных миаскитов показыва ет, что в последних уменьшается содержание кальция, кремнезема, растет желези стость. Вынос оснований (CaO, MgO) из зон миаскитизации водно-углекислым флюидом вызывал полное расправление мигматитовой «каши», т.е. осуществля лось плавление, контролирующееся активностью компонентов, а не ростом тем пературы (магматическое замещение по Д.С. Коржинскому). Теоретически такой механизм плавления обоснован в [Кузнецов, Эпельбаум, 1989]. Уменьшение со держания кальция в расплаве сокращает поле сольвуса полевых шпатов, и, види мо, так же является основной причиной того, что автохтонные миаскиты кристал лизуются как моношпатовые (гиперсольвусные) образования.

3. Аллохтонные миаскиты (Вишневогорский массив). Интрузивный массив имеющий все признаки длительной кристаллизации (фация главного интрузива, дайковый комплекс, эндоконтактовые фации, пегматитовые жилы), и сопровождающийся интенсивным проявлением постмагматического метасо матоза (альбититы, карбонатиты).

В контактовых зонах интрузивные породы (миаскиты, сиениты) непосред ственно контактируют с пироксеновыми и амфиболовыми фенитами, а зона нефелиновых мигматитов отсутствует. Такие особенности переходной контак товой зоны указывают на то что процессы флюидной проработки происходя щие в корневых зонах (реакция 1-2) здесь уже не протекали, вследствие умень шения температуры и или падения давления CO2 во флюиде.

Распределение РЗЭ с ярко выраженным минимумом содержаний европия в гранитах, является следствием обмена РЗЭ между фильтрующимся фтори стым флюидом и расплавом [Абрамов, 2002]. Миаскитовые расплавы судя по содержаниям фтора в биотитах имели невысокие содержания фтора во флюиде, а состав флюида – водно-углекислый. Следовательно, перераспределение ком понентов происходило между расплавом и водно-углекислым флюидом, а высо кая растворимость европия во флюиде обусловлена химическим сродством к Ca.

Примечательно, что наибольшая степень деплетированности миаскитов в от ношении европия наблюдается в маломощных телах автохтонных миаскитов, что указывает на флюидный способ дифференциации этих расплавов. Фильтра ция флюида через такие тела и связанный с этим вынос Ca, Mg приводили к полному плавлению мигматитовой каши. Гомогенные расплавы в отличие от частично закристаллизованных уже не обладают способностью фильтровать флюиды через себя [Абрамов, 2002]. Поэтому такие расплавы являлись «ло вушкой» для флюида, и, следовательно, расплавы и флюиды должны были подниматься вверх в виде интрузии. Об этом свидетельствуют типичные для аллохтонных миаскитов текстуры течения.

Таким образом, миаскитовый комплекс Вишневых Гор является результа том магматического замещения гнейсового субстрата с выплавлением миаскитов и дальнейшего процесса метамагматического изменения образовавшихся распла вов. В корневых частях комплекса происходила длительная фильтрация щелочно го флюида, приводящая к десиликации субстрата. Вследствие не очень высоких температур флюида плавление субстрата происходило только после того, как из зон метасоматической проработки выносились фемические компоненты, легко растворимые в H2O-CO2 флюиде. В результате выплавлялись лейкократовые ще лочные миаскитовые расплавы, а Ca выносился флюидом в верхние части ком плекса. Накопление кальция в аллохтонном интрузиве миаскитов не вызывало ли квации с образованием карбонатитовых расплавов [Расс и др., 2004], карбонатиты и кальцит в миаскитах имеют постмагматическое происхождение.

Литература 1. Абрамов С.С. Фильтрация флюида через кислые магмы: петрологические и геохимиче ские свидетельства метамагматизма // Петрология. 2004. № 1. С. 22-45.

2. Кузнецов А.Д., Эпельбаум М.Б. К вопросу о парциальных мольных величинах в системе Коржинского // Геохимия. 1989. № 8. С. 1200-1210.

3. Недосекова И.Л., Владыкин Н.В. и др. Ильмено-Вишневогорский миаскит-карбонатитовый комплекс: происхождение, рудоносность, источники вещества (Урал, Россия) // Геол. Рудн. Ме сторожд. 2009. Т. 51, № 2. С. 157-181.

4. Расс И.Т., Абрамов С.С. и др. Роль флюидов в петрогенезисе карбонатитов и щелочных пород: геохимические индикаторы // Геохимия. 2006, №.7. С. 692-711.

РЕШЕНИЕ ОБРАТНЫХ ЗАДАЧ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ МЕТОДОМ ВЫПУКЛОГО ПРОГРАММИРОВАНИЯ О.В. Авченко1, К.В. Чудненко2, И.А. Александров ДВГИ ДВО РАН, Владивосток, sirenevka@mail.ru;

2ИГХ СО РАН, Иркутск Обратные задачи физико-химического моделирования это задачи расчета каких-либо параметров физико-химической системы – температуры, давления, окислительно-восстановительного потенциала, условий кислотности-щелочности и состава флюида или термодинамических свойств компонентов и фаз мульти системы на основе известного фазового и компонентного состава минерального парагенезиса. Они представляют типичный класс задач петрологии метаморфи ческих, магматических и метаморфических горных пород, и традиционно ре шаются с помощью метода фазового соответствия и разработанных моделей минералогических геотермобарометров и геофугометров. Альтернативный путь решения таких задач – метод минимизации термодинамического потенциала системы на основе аппарата выпуклого программирования, реализованный в программном комплексе (ПК) Селектор-С [Карпов, 1981].

1. Основные принципы моделирования реальных минеральных ассоциаций на ПК Селектор-С Если любое уравнение геотермобарометра или геофугометра требует записи вполне определенной минальной или потенциалообразующей реакции или множе ства таких реакций, а затем их термодинамического расчета, то ПК «Селектор-С»

поступает иначе. Суть подхода ПК «Селектор-С» состоит в том, что он не считает стехиометрические уравнения реакций, а находит глобальный минимум того или иного термодинамического потенциала (в геотермобарометрической постановке задачи – минимум функции энергии Гиббса) на множестве ограничений, задавае мых системой уравнения баланса масс, неотрицательностью мольных количеств зависимых компонентов и с учетом дополнительных одно- и двухсторонних огра ничений на их содержание. Методом минимизации термодинамических потен циалов можно вычислить тот или другой минеральный парагенезис в зависимости от входного химического состава породы, состава флюида и других наложенных условий. Это приводит к существенному расширению, по сравнению с методом фазового соответствия, возможностей оценок температуры, давления, состава флюидной фазы, степени равновесности-неравновесности природных минераль ных систем. Но для успешного моделирования реальных минеральных ассоциа ций и решения главной задачи парагенетического анализа методом минимизации необходимо иметь в распоряжении пять взаимосвязанных систем данных:

1) согласованные термодинамические данные для миналов, с помощью ко торых описывается состав изучаемых минералов;

2) адекватные термодинамические модели минеральных твердых растворов, на основе которых можно достаточно точно учесть изоморфные замеще ния разных компонентов в минеральных твердых растворах и правильно описать фазовое соответствие между сосуществующими минералами;

3) термодинамические параметры и вычислительные уравнения для расчета термодинамических свойств газов, жидких углеводородов и водного рас твора;

4) химические составы горных пород, в которых образовались данные ми неральные парагенезисы;

5) химические составы и примерные объемные количества минералов, со ставляющих рассматриваемый парагенезис.

Расчет минимума потенциала Гиббса в простейших задачах производится по базам термодинамических данных для твердых, жидких, газообразных ве ществ. Многие известные справочники термодинамических данных – Бермана, Холланда, Якокавы, Рида, Роби и Хемингуэя и другие в настоящее время встроены в программный комплекс Селектор-С. Более сложные задачи требуют знание корректной термодинамики флюида и минеральных твердых растворов.

Зависимость термодинамических характеристик газов и жидких углеводородов от давления вычисляется по модифицированному Б.И. Ли и М.Г. Кеслером уравнению состояния Бенедикта-Вебба-Рубина. В области высоких давлений отклонение от идеальности смеси реальных газов рассчитывается по уравнени ям Ван-дер-Ваальса в модификации Д. Бертоле, Г. Бридвильда и Дж. Праусни ца, С.К. Саксены и Й. Фея. Коэффициенты фугитивности и мольные объёмы га зов рассчитываются по двухпараметрическому и трёхпараметрическому урав нению состояния Ли-Кеслера. Термодинамические свойства компонентов вод ного раствора в области до 1000 °С и 5000 бар рассчитываются по модифициро ванной модели HKF Хельгесона-Киркхена-Флауэрса. Коэффициенты активно сти компонентов водного раствора электролита вычисляются по уравнению Дебая-Хюккеля в модификации Хельгесона.

Для описания термодинамики минеральных твердых растворов применя ются три модели минеральных твердых растворов: субрегулярная модель, мо дель квадратичного формализма Даркена и модель неупорядоченного твердого раствора. Субрегулярная модель принята нами для вычисления избыточных функций в бинарных твердых растворах щелочного полевого шпата и мускови та. Модель Даркена используется в расчете избыточных функций в растворе плагиоклаза. Модель неупорядоченного твердого раствора принята для расчета идеальной активностей компонентов в следующих минералах: ставролит, био тит, орто-клино-пироксен, амфибол, эпидот, шпинель, титаномагнетит, ильме нит, гранат, мусковит (с включением фенгитовых миналов), тальк, кордиерит, оливин, хлоритоид, хлорит и карбонаты. Параметры парных взаимодействий между миналами (Wij) для минералов – граната, оливина, амфибола, кордиери та, орто-клино-пироксена, доломита, кальцита, хлоритоида, шпинели, эпидота и мусковита были взяты из работ Холланда и Пауэлла. Принятые модели мине ральных твердых растворов с формулировками идеальной активности миналов и параметрами парных взаимодействий Wij опубликованы в электронном жур нале [Авченко и др., 2007]. Естественно, что эти модели представляют собой только самое первое приближение к реальным твердым растворам и требуют дальнейших уточнений. Но имеющийся опыт моделирования уже позволяет получить достаточно хорошие результаты. Совпадение наблюдаемой в природе минеральной ассоциации и вычисленной – внутренний контроль найденного ре шения. Такую сходимость мы наблюдали во многих минеральных парагенезисах гранулитовой фации [Авченко и др., 2005, 2007;

Чудненко и др., 2007]. Внешним контролем решений является сопоставление полученных по Селектору-С ре зультатов с экспериментальными данными. Нами установлено, что расчетное распределение FeO и MgO в модельных ассоциациях между минералами гра нат-биотит, гранат-ортопироксен, ортопироксен-биотит, ортопироксен-оливин, гранат-кордиерит, гранат-клинопироксен, клинопироксен-ортопироксен в пер вом приближении соответствует экспериментальным и эмпирическим данным.

Также приемлемое соответствие между экспериментом и моделью наблюдает ся в геобарометрах гранат-ортопироксен-плагиоклаз-кварц, гранат-кордиерит силлиманит-кварц и в расчете распределения глинозема между ортопироксе ном и гранатом.

2. Решенные задачи 1. Прежде всего, нами показана принципиальная возможность физико химического моделирования реальных минеральных ассоциаций в породах лю бого состава, с любым фазовым и компонентным составом. Полученное соот ветствие между реальными и вычисленными составами минеральных ассоциа ций является доказательством принципа локального равновесия, выдвинутого Д.С. Коржинским.

2. На основе двойственного решения обратной задачи предложен новый подход к оценке окислительного потенциала флюида и минеральных ассоциа ций, позволяющий оценить потенциал кислорода практически в любых мине ральных ассоциациях, независимо от присутствия в них магнетита, ильменита или графита. Установлено, что все парагенезисы метапелитовых пород охот ского метаморфического комплекса, не содержащие магнетит, являются значи тельно восстановленными. Более окислены метабазальтовые ассоциации, со держащие роговую обманку [Авченко и др., 2007].

3. Выявлен двойственный режим поведения кислорода при гранулитовом метаморфизме: в богатых магнетитом и гемоильменитом породах кислород ха рактеризуется термодинамически инертным поведением, но в широко распро страненных метапелитовых гнейсах, изначально бедных магнетитом и гемо ильменитом, кислород становится вполне подвижным компонентом и окисли тельный потенциал «внешнего» флюида приближается к уровню окисленности минеральных ассоциаций. Результаты моделирования указывают, что «внеш ний» метаморфогенный флюид, при котором осуществлялся метаморфизм по род в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций, формировался в поле устойчивости графита (буфер ССО и более высокий уровень восстановленно сти) [Авченко и др., 2005, 2007;

Чудненко и др., 2007].

4. Установлено, что в модели минеральный парагенезис – водноуглекислый раствор электролита в условиях гранулитовой фации метаморфизма в раствор из пород поступают только кремний, натрий, калий и алюминий. Соединения каль ция, магния и железа в водноуглекислом флюиде практически отсутствуют. Кро ме того, во флюиде содержатся значительные количества углекислоты, водорода и иногда метана. Результаты расчета этой модели также свидетельствуют о высокой растворимости SiO2 в водноуглекислом флюиде. Поэтому процесс гранулитового метаморфизма может быть мощным геохимическим фактором перераспределения и переноса кремнезема из нижних горизонтов коры в верхние.

При поддержке грантов ДВО и СО РАН № 09-II-СУ-08-003 (№ 20) и РФФИ № 08-05-00106-а.

Литература 1. Карпов И.К. Физико-химическое моделирование в геохимии. Новосибирск : Наука, 1981. 246 с.

2. Авченко О.В., Александров И.А., Чудненко К.В. Термодинамические модели ми неральных твердых растворов в программном комплексе «Селектор-С» [Электронный ре сурс] // Электронный журнал «Исследовано в России», 2007, 068/070402, с. 707-719. URL:

http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2007/068.pdf 3. Авченко О.В., Чудненко К.В. Физико-химическое моделирование минеральных ассо циаций в метаморфических породах // Доклады РАН, 2005. Т. 401. № 3, с. 378-383.

4. Авченко О.В., Чудненко К.В., Худоложкин В.О., Александров И.А. Окислительный потенциал и состав метаморфогенного флюида как решение обратной задачи выпуклого про граммирования // Геохимия, № 5, 2007, с. 547-558.

5. Чудненко К.В., Авченко О.В., Александров И.А. Оценка условий образования мине ральных мегасистем методом термодинамического моделирования // Доклады РАН, 2007, т. 416, № 4, с. 538-542.

АНАЛИЗ ПОДВИЖНОСТИ ЭЛЕМЕНТОВ В МЕТАСОМАТИТАХ ПО ДАННЫМ О РАСТВОРИМОСТИ МИНЕРАЛОВ П.Я. Азимов, С.А. Бушмин ИГГД РАН, Санкт-Петербург, pavel.azimov@mail.ru Один из основных факторов, влияющих на подвижность или инертность элементов в метасоматическом процессе, – их растворимость в метасоматизи рующем флюиде. Более высокая растворимость позволяет раствору переносить большее количество элемента. В свою очередь, растворимость зависит от со става флюида и, в меньшей степени, от P-T условий процесса. Таким образом, зная состав флюида и растворимость соединений элементов во флюиде именно такого состава, мы можем предсказать подвижность элементов при реакции по роды с этим флюидом и, наоборот, по подвижности элементов в метасоматитах оценивать состав флюида.

Одной из важнейших характеристик для описания состава водных флюи дов в метасоматических процессах является их кислотность-щёлочность, кото рая влияет на растворимость минералов и химических соединений в большей степени, чем температура и давление [Азимов и Бушмин, 2007]. Кислотность же является одной из важнейших характеристик метасоматического процесса. По этому основное внимание мы уделим именно её влиянию.

В растворах разной кислотности элементы ведут себя как кислотные, ам фотерные или основные. Растворимость кислотных минимальна в кислой среде и резко растёт в щелочной, амфотерных – минимальная в нейтральной среде и растёт по мере роста и кислотности, и щёлочности, растворимость основных максимальна в кислой среде и падает с ростом щёлочности. Более строгий ана лиз приводит к более дробному делению. Например, есть элементы, раствори мость которых монотонно падает при переходе от кислых растворов к ней тральных и далее слабощелочным, но при высокой щёлочности растёт. На ос новании анализа растворимости окислов нами было выведено шесть типов рас творимости минералов и окислов. Среди породообразующих окислов кислот ное поведение демонстрируют SiO2 и Al2O3, амфотерное – FeO и MnO, основ ное – MgO и CaO. Щёлочи (Na2O и K2O) хорошо растворимы и, следовательно, подвижны во флюидах разных составов. Такая разница в поведении должна приводить к разделению элементов при метасоматозе. Кислые флюиды должны выщелачивать основания (FeO, MnO, MgO и CaO)и щёлочи (Na2O и K2O), а щелочные флюиды – кислотные компоненты (SiO2, Al2O3) и те основания, ко торые обладают амфотерным поведением (FeO, MnO). Важно отметить, что подвижность, строго говоря, определяется не самой растворимостью как тако вой, а разницей между растворимостью (концентрацией насыщения) и уже дос тигнутой концентрацией компонента. Поэтому даже чистая вода с нейтральной реакцией способна выносить значительные количества SiO2 и приводить к ба зификации породы. Наоборот, растворы, изначально богатые избытком SiO2, могут приводить к окварцеванию. Малорастворимый в кислых и нейтральных растворах алюминий при кислотном выщелачивании будет выноситься слабо и как следствие – накапливаться, а при щелочном метасоматозе станет подвиж ным. Фактически можно выделить ещё одну группу компонентов – компонен ты, слаборастворимые во флюиде любого состава (например, Fe2O3, TiO2). Кон центрация таких элементов в породе должна расти при метасоматозе любой на правленности.

Подвижность элементов может возрастать в случае нахождения в раство ре компонентов, образующих комплексы с рассматриваемым элементом. Так, малоподвижные в кислых растворах различного состава кремний и алюминий (последний – в умереннокислых растворах) становятся весьма подвижными в растворах HF. В этом случае их подвижность определяется образованием Si-F и Al-F комплексов [Zaraisky, 1995]).

Выводы, полученные нами из данных по растворимости, приведённых в литературе и рассчитанных нами (Азимов и Бушмин, 2007), можно сравнить с прямыми экспериментальными наблюдениями подвижности элементов, вы полненными Г.П. Зарайским [Зарайский, 1979;

Зарайский, 1989]. Для кислотно го выщелачивания гранитоидных пород под воздействием HCl) его ряд под вижности элементов (K, Na | Ca, Mg, Fe | Si, Al, Ti) близок к выводимому нами из данных по растворимости. Для натриевого метасоматоза под действием ще лочных растворов Г.П. Зарайский по наличию фаз в зонах колонки устанавли вает ряд подвижности: Na | Ca, Si, K, Al | Mg, Fe, Ti. Этот ряд отличается от по лученного нами (в частности, как отмечено, Ca должен быть инертным в ще лочной среде, а K – подвижным). Однако если взять ряды “миграционной ак тивности” Г.П. Зарайского [Зарайский, 1979], получаемые количественно по изменению концентраций элементов в колонке в результате привноса или вы носа, то при натровом метасоматозе K оказывается подвижным, а Ca – инерт ным, вместе с Mg. Низкая подвижность Fe в щелочной среде в экспериментах Зарайского объясняется его присутствием в окисной форме в щелочных пирок сенах и амфиболах. Это означает, что в целом правильнее рассматривать под вижность на основе рядов, не выведенных из фазового состава зон, а опреде лённых по степени привноса-выноса компонентов.

Данные по растворимости можно использовать для анализа метасомати ческих колонок и поведения минералов в природных метасоматических про цессах. В частности, минералы с разными типами растворимости [Азимов, Бушмин, 2007], ведущие себя по-разному в растворах разной кислотности, по этому могут являться хорошими индикаторами кислотности или щелочности метасоматизирующих флюидов. В простейших случаях достаточно проанали зировать минералы только внутренних зон колонки, близких к равновесию с раствором. Например, если во внутренних зонах метасоматической колонки на капливаются или появляются малорастворимые минералы, богатые Al2O3 и бедные основаниями (силикаты глинозёма, мусковит), то рассматриваемые ме тасоматиты сформировались при кислотном выщелачивании. Если в отсутствии избыточного SiO2 (кварца) накапливаются или появляются безглинозёмистые силикаты, оксиды и гидроксиды Ca и Mg (энстатит, диопсид, волластонит, ан тофиллит, тремолит, серпентины, тальк, форстерит, минералы группы гуммита, брусит, периклаз и т.д.), то эта колонка сформировалась под воздействием рас творов со щелочной или нейтральной реакцией (щелочной или основной мета соматоз). В более сложных и неочевидных случаях необходимо проанализиро вать поведение минералов не только из внутренней, но и из средней и внешней зон колонки.

Анализ подвижности компонентов в метасоматитах можно рассмотреть на примере Северо-Карельской зоны в Западном Беломорье. Здесь в ходе кианитового метаморфизма амфиболитовой фации (600-650 C, 7-8 кбар) проис ходило кислотное выщелачивание метаандезитов (гранат-роговообманково биотитовых гнейсов) и метабазальтов (гранатовых и плагиоамфиболитов), в ходе которого возникли ставролитовые, гранат-кианитовые, гранат-мусковитовые, мусковит-кианитовые и кианитовые кварциты [Бушмин и др., 1990]. В пере довых зонах метасоматической колонки появляется магнезиальный ставро лит, плагиоклаз становится более основным, амфибол – безнатровым. В про межуточных зонах биотит исчезает, амфибол по составу отвечает чермакиту, а плагиоклаз – анортиту, ставролит становится более железистым. В тыловых зонах исчезают магнезиальные и кальциевые минералы (чермакит и анортит), остаются железистые и глинозёмистые минералы (кианит, мусковит, ставро лит, гранат). В наиболее полнопроявленных метасоматитах исчезают и желе зистые минералы, а остаются только глинозёмистые (кианит и мусковит).

Возрастает доля минералов титана (рутил и ильменит). В результате тыловые (внутренние) зоны метасоматитов богаты Al, Si и Ti, иногда K, передовые (внешние) – Mg, Ca, Fe. В ходе метасоматоза происходит вынос сперва Na, затем Ca и Mg, отчасти Fe, накопление Al и Ti, привнос Si. Наиболее слож ное поведение наблюдается для K. Такое поведение минералов отвечает из менению топологии диаграмм растворимости: минералы VI и V типа раство римости, хорошо растворяющиеся в кислом флюиде и плохо – в флюиде с повышенной щёлочностью [Азимов, Бушмин, 2007] последовательно сменя ются минералами IV, затем III и II типов, которые сложены преимуществен но оксидами кислотных или сильно амфотерных компонентов. Резко растёт доля кварца, минерала I типа растворимости. Наиболее изменённые породы – кианитовые и мусковит-кианитовые кварциты сложены, помимо кварца, ми нералами II типа – кианитом и мусковитом.

Основные метасоматиты, развитые в Северо-Карельских структурах, сложены преимущественно минералами V, VI типов растворимости (чермакит, антофиллит, тальк, куммингтонит), в меньшей степени – IV (анортит) и III (магнезиальный ставролит, шпинель) типов. Здесь становятся подвижными и выносятся щёлочи (в первую очередь – Na2O), привносятся или накапливаются основания (Ca и Mg), накапливаются (но слабее, чем в зонах кислотного выще лачивания) Al и Ti (за счёт малой растворимости содержащих их минералов).


Следовательно, метасоматизирующий раствор не мог быть ни кислым, ни ще лочным, и должен был иметь нейтральную реакцию. Раствор также должен был быть сильно недосыщен кремнезёмом и щелочами.

В описанных метасоматитах по зонам происходит не только смена мине ральных фаз в зависимости от подвижности элементов, но и изменение их со става (превращение плагиоклазов в анортит, роговых обманок в чермакит, ставролитов – в магнезиальный ставролит), тоже позволяющее выявить тренд подвижности элементов.

Литература 1. Азимов П.Я., Бушмин С.А. Растворимость минералов метаморфических и метасомати ческих пород в гидротермальных растворах разной кислотности: Термодинамическое модели рование при 400-800°C и 1-5 кбар // Геохимия. 2007. № 12. С. 1305-1330.

2. Зарайский Г.П. О дифференциальной подвижности компонентов при эксперименталь ном диффузионном метасоматозе // Проблемы физико-химической петрологии (состояние флюида и растворов, метасоматоз, рудообразование). Т. 2. М. : Наука, 1979. С. 118-144.

3. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М. : Нау ка, 1989. 342 с.

4. Zaraisky G.P. The influence of acidic fluoride and chloride solutions on the geochemical be haviour of Al, Si and W. In: Fluids in the Crust: Equilibrium and Transport Properties.

Chapman & Hall, London, 1995. P. 139-162.

5. Бушмин С.А., Кулешевич Л.В., Северин В.В. Фации метасоматитов восточной части Балтийского щита // Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита. Л. : Наука, 1990. С. 87-118.

РЕКОНСТРУКЦИЯ ХАРАКТЕРА НЕРАВНОВЕСНОСТИ И МЕХАНИЗМОВ МАССОПЕРЕНОСА ПРИ МЕТАСОМАТОЗЕ ПО МОРФОЛОГИИ И АНАТОМИИ КРИСТАЛЛОВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ МИНЕРАЛОВ П.Я. Азимов ИГГД РАН, Санкт-Петербург, pavel.azimov@mail.ru Физико-химическое изучение петрогенеза включает не только термоди намический анализ равновесных состояний и их параметров (T, P, Eh, состав флюида), но и изучение кинетики и динамики минеральных реакций. Особен ности кинетики реакций и условий их протекания отражаются в морфологии и анатомии кристаллов минералов [Петров и др., 1983] и их взаимоотношениях, поэтому минеральные индивиды и агрегаты могут быть использованы для изу чения динамики петрогенеза. В настоящее время из-за слабой изученности влияния кинетики реакций на морфологию и анатомию минеральных индиви дов нет возможности количественно реконструировать кинетические парамет ры, однако на основе результатов кристаллогенетических исследований мы можем провести качественный анализ минеральных реакций при петрогенезе.

В докладе представлены исследования метасоматоза, сопряжённого с ре гиональным метаморфизмом. Движущей силой минеральных реакций при ме тасоматозе является неравновесность между флюидом и породой (протолитом).

В их ходе возникает новая порода – метасоматит, а минеральная зональность отражает стадии метасоматического процесса [Коржинский, 1982]. Обычно при изучении минеральной зональности рассматривается изменение минерального (фазового) и химического (компонентного) состава породы от передовых зон колонки к тыловым и делается вывод о подвижности или инертности элементов при метасоматозе. По этим же данным можно оценить и первичный состав ме тасоматического флюида (см. тезисы П.Я. Азимова и С.А. Бушмина в наст. сб.).

Однако изучение минеральной зональности может быть использовано и для ре конструкции динамики метасоматического процесса, характера неравновесно сти и механизмов массопереноса. Основной предлагаемый здесь принцип – со поставление морфологии и анатомии минеральных индивидов в разных зонах, а также структуры минеральных агрегатов, и анализ признаков режима кристал лизации минералов в разных зонах. Важно отметить, что для сопоставления морфологии и анатомии минеральных индивидов по зонам важно выбирать один и тот же минерал, так как разные минералы в силу разных физико химических и механических свойств будут вести себя различно в одних и тех же условиях.

Амфиболовые метасоматиты изучены нами на южном фланге Коста мукшской зеленокаменной структуры, расположенной в западном домене Карельской гранит-зеленокаменной области (Балтийский щит). Субстратом для них служат базиты, метаморфизованные в условиях LT-LP амфиболито вой фации. Основные Ca-Fe-Mg метасоматиты формируются в результате выноса Na2O, SiO2 и накопления MgO и (отчасти) FeO. CaO в одних случаях выносится, в других привносится. Возникают безплагиоклазовые мономине ральные Hbl (чермакитовые), биминеральные Grt-Hbl, Cum-Hbl, Ep-Hbl, трёхминеральные Ep-Pl-Hbl и другие подобные породы [Азимов и др., 2008].

Кроме полнопроявленных метасоматитов, встречаются в разной степени ме тасоматизированные породы (включая зоны Hbl и Grt порфиробластеза), ко торые могут рассматриваться как передовые и промежуточные зоны колонки.

В пределах конкретных тел зональность выражена слабо, наиболее проявле ны тыловые зоны. Сквозным минералом в этих метасоматитах является рого вая обманка (Hbl). Анализ морфологии и анатомии её кристаллов в метасо матитах, метасоматизированных породах и породах протолита показывает, что для амфиболов из метасоматитов по сравнению с протолитом характерно возрастание анизометрии и широкое развитие автодеформационных суб структур, связанных с кристаллизацией в сильно неравновесных условиях [Пунин и Штукенберг, 2008]. Более детальный анализ показывает, что по ме ре усиления метасоматоза происходит не только возрастание степени авто деформаций, но и закономерная смена их характера – от искривления кри сталлов через блочность и двойникование до расщепления. Такая смена ука зывает на усиление неравновесности в системе в условиях кинетического режима кристаллизации. Это возможно при усилении потока резко неравно весного флюида при адвективном массопереносе [Азимов и др., 2008]. При знаки неравновесной кристаллизации в кинетическом режиме характерны и для кристаллов других минералов в этих метасоматитах.

Сапфирин-содержащие метасоматиты Центрально-Кольской гранулитовой области (северо-восток Балтийского щита) развиты среди умеренно-барических кольских гранулитов в сдвиговых зонах, в которых проявлен наложенный HP-HT гранулитовый метаморфизм [Доливо-Добровольский и др., 2003]. Метасоматиты формируются на пиковой и регрессивной стадиях HP-HT метаморфизма. В этих метасоматитах в качестве сквозного может рассматриваться сапфирин (Spr), характерный для большинства зон этих метасоматитов. Анализ его морфологии (выраженная анизометрия кристаллов в тыловых зонах, субизометричность и скелетные формы в промежуточных зонах, Spr симплектиты на ранних стадиях метасоматоза) указывает на высокую неравновесность во всех метасоматиче ских зонах и смену диффузионного режима кристаллизации на кинетический от передовых к тыловым зонам. Сходные признаки устанавливаются и по другим минералам и минеральным агрегатам (келлифитовые и симплектитовые струк туры с многочисленными реликтами ранних минералов в краевых зонах, значи тельная перекристаллизация и скелетные формы при отсутствии предпочти тельных ориентировок в промежуточных зонах, явная анизометрия и директив ные текстуры, связанные не с деформацией, а с направлением течения флюида в тыловых зонах). Это означает, что метасоматиты формируются при взаимо действии протолита с сильнонеравновесным флюидом, а массоперенос является адвективным только в осевой зоне канала движения флюдов и сменяется диф фузией компонентов в поровом флюиде к краевым (передовым) зонам метасо матических изменений.

Кианитовые (Ky) и ставролитовые (St) кислотные метасоматиты Северо Карельской структурной зоны [Бушмин и др., 1990] развиты в зонах кислотного выщелачивания среди основных, средних и кислых метавулканитов и парапо род западного фланга Беломорского подвижного пояса (Балтийский щит). Эти метасоматиты образовались изофациально с метаморфизмом вмещающих по род в условиях MT амфиболитовой фации повышенных давлений (фациальная серия Барроу). Для них характерны St, Ky, Grt (гранат). Изучение этих и других минералов показывает, что для тыловых зон большинства метасоматитов ха рактерна кристаллизация в условиях невысокой неравновесноти и ограничен ного флюидного массопереноса с большим диффузионным влиянием (редкость автодеформаций, субизометричные и скелетные формы кристаллов). Как пра вило, отсутствуют реликты. Для промежуточных и передовых зон метасомати тов также характерны скелетные кристаллы Grt, St и Ky, но Grt кристаллы ин тенсивно расщеплены (высокий уровень автодеформаций), St и Ky – сдвойни кованы. В Ky также отмечаются автодеформации, в том числе кикбанды. Не редки эпитаксические нарастания St на Ky. В Grt часто сохраняются реликты минералов протолита и промежуточных метасоматических парагенезисов. Это означает, что наибольшая неравновесность здесь достигается в промежуточных зонах одновременно с сильным диффузионным влиянием и невысокой подвиж ностью флюида. К тыловым зонам подвижность флюида возрастает, а степень его неравновесности с изменяемой породой падает (вероятно, за счёт измене ния уже сильно переработанных пород). В основных Ca-Fe-Mg метасоматитах Северо-Карельской структурной зоны, развивающихся по метабазитам, присут ствует редкий парагенезис Hbl + St (в отсутствие Qtz). Для них характерны рез ко анизометричные кристаллы St, блочные и интенсивно расщеплённые (вплоть до сферолитов) кристаллы чермакита и антофиллита. Скелетные кристаллы ме нее обычны. Степень расщепления максимальна в тыловых зонах. Промежу точны зоны часто редуцированы. В этих случаях интенсивность флюидных по токов и степень неравновесности велики и для осевых зон флюидных потоков, движение флюидов происходит по многим каналам, а боковое их рассеивание, вероятно, невелико.


Гранат-биотитовые и гранат-жедритовые основные метасоматиты (Fe-Mg Al базификаты) развиты среди парапород Южно-Алтайского метаморфического пояса (Монгольский и Гобийский Алтай), метаморфизованных в MT амфибо литовой фации повышенных давлений. В этих породах сквозным минералом, присутствующим во всех зонах, является гранат. Изучение его морфологии (скульптуры поверхности граней) и внутрикристаллической зональности пока зывает переход к смешанному и диффузионному режиму (эшелоны ступеней роста на поверхности кристаллов, воронкообразные кристаллы) в промежуточ ных метасоматических зонах и кинетический режим в тыловой зоне (антиске летный рост кристаллов, исчезновение внутрикристаллической зональности).

На кинетический режим и высокую неравновесность в промежуточных и тыло вых зонах указывает и эволюция морфология жедрита (от удлинённых нерас щеплённых к интенсивно расщеплённым кристаллам) и кианита (обычны агре гаты расщеплённых кристаллов).

Таким образом, анализ морфологии и анатомии минералов метасоматитов позволяет проследить характер динамики флюида и характера массопереноса и изменение неравновесности от передовых к тыловым зонам. В большинстве случаев наибольшая неравновесность при кристаллизации характерна для ты ловых зон, но иногда она достигает максимума в промежуточных зонах, в даль нейшем снижаясь. В тыловых зонах метасоматитов преобладает адвективный массоперенос, а характер массопереноса в передовых зонах сильно различен – от практически полностью диффузионного (диффузия компонентов из зоны те чения флюида) до адвективного.

Работа частично поддержана грантами РФФИ № 09-05-00485-а и 09-05 12053-офи_м и грантом научной школы НШ-4732.2006.5.

Литература 1. Азимов П.Я., Астафьев Б.Ю., Воинова О.А. // Зап. РМО. 2008. Т. 137. № 4. С. 103-121.

2. Бушмин С.А., Кулешевич Л.В., Северин В.В. // Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита. Л. : Наука. 1990. С. 87-118.

3. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М. : Наука. 1982. 104 с.

4. Доливо-Добровольский Д.В., Бушмин С.А., Азимов П.Я. // Метаморфизм, гранитооб разование и рудогенез. Сб. тезисов. СПбГУ: 2003. С. 62-64.

5. Петров Т.Г., Трейвус Е.Б., Пунин Ю.О., Касаткин А.П. Выращивание кристаллов из растворов. Л. : Недра. 1983. 200 с.

6. Пунин Ю.О., Штукенберг А.Г. Автодеформационные дефекты кристаллов. СПбГУ, 2008. 318 с.

ПЕРЕНОС РУДНЫХ КОМПОНЕНТОВ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ФЛЮИДАХ МАЛОЙ ПЛОТНОСТИ: ЭКСПЕРИМЕНТ И ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРЕДСКАЗАНИЯ Н.Н. Акинфиев1, М.В. Воронин2, А.В. Зотов1, Б.Р. Тагиров ИГЕМ РАН, Москва, akinfiev@igem.ru;

2ИЭМ РАН, Черноголовка В последнее время появились геологические свидетельства того, что руд ные элементы многих месторождений переносились сверхкритическими флюи дами малой плотности (H2O 0.5 г·см-3) [Heinrich et. al., 1999]. Однако, если термодинамическое описание равновесий в плотных фазах достаточно надежно (например, с помощью уравнения состояния HKF), то для малоплотных фаз от сутствует общий подход, позволяющий описывать свойства растворенного компонента с учетом его гидратации в паре. Тем не менее, именно гидратация, по-видимому, является причиной относительно высокой растворимости неле тучих элементов в малоплотной фазе [Алехин, Вакуленко, 1988;

Williames-Jones, Heinrich., 2005;

Pokrovski et al., 2005].

Целью работы является получение ключевых экспериментальных данных и разработка на этой основе нового подхода, позволяющего описывать термодина мические свойства ионных ассоциатов в широком диапазоне температур и плот ностей водного растворителя. В основе подхода новое уравнение состояние (УС) для растворенных летучих [Akinfiev, Diamond, 2003]. Особое внимание при этом было уделено “переходной” по плотности флюида области (0.05-0.4 г·см-3), в ко торой современные уравнения состояния уже не работают, а гидратация все еще весьма существенна.

Экспериментальное изучение термодинамических свойств нейтраль ного комплекса B(OH)3,aq в воде при 400 °С и 30-1000 бар. Автоклавным мето дом с закалкой изучена растворимость синтетического такедаита Ca3(BO3) в сверхкритическом водном флюиде (рис. А) в зависимости от плотности рас творителя H2O ( = 0.01-0.7 г·см-3). Растворение такедаита происходит инкон груэнтно и может быть представлено в виде реакции:

0.5Ca3(BO3)2, cr. + 3H2O 1.5Ca(OH)2, cr. + B(OH)3, aq.

Полученные значения растворимости позволяют определить термодина мические свойства нейтрального гидроксокомплекса бора B(OH)3, aq.

Для описания термодинамических свойств B(OH)3, aq во всем диапазоне плотностей растворителя было использовано УС [Akinfiev and Diamond, 2003]:

RT o aq (T, P ) = gas (T ) RT ln N w + (1 ) RT ln f H O + RT ln H 2O + o o Mw, 0. + RT o a + b H 2O T где aq (T, P ) и gas (T ) – химические потенциалы (в Дж·моль–1) B(OH)3,aq o и идеального газа B(OH)3 при заданных T и P;

Nw – 55.51 моль;

R – газовая по стоянная;

f H 2O и H 2O – фугитивность (в Па) и плотность (в кгм-3) чистого рас o o творителя (H2O), а a, b и – эмпирические параметры, которые были опреде лены, исходя из термодинамических свойств B(OH)3,aq при стандартных усло виях ( = 1.085, a = 3.54310-3 м3кг-1, b = 3.46910-3 м3кг-1).

Рис. Сравнение барических зависимостей:

1) экспериментальных значений (точки) растворимости такедаита (А), хлораргирита (В) и 2) коэффициента распределения бора (ln KD) между паровой и плотной водными фазами в системе H2O-NaCl (Б) и предсказаний (линии) на основе моделей HKF, идеального газа и принятой в настоящей работе Эксперимент удовлетворительно описывается во всем диапазоне плотно стей водного растворителя ( от 0.01 до 1 г·см-3) (рис. А).

Использованный подход и полученные характеристики B(OH)3, aq можно проверить независимо, рассмотрев распределение борной кислоты между разными по плотности водными фазами в гетерогенной системе H2O-NaCl ниже критической точки при 400 и 450 °С. Соответствующие эксперименты были проведены в ИЭМ РАН совместно с М.А. Коржинским на автоклавной установке, позволяющей отбирать пробы в ходе опыта раздельно из обеих фаз (Рис. Б). Результаты хорошо описываются с помощью УС (Akinfiev and Diamond, 2003) с теми же значениями параметров (a, b и ):

103 M w M w 0. V1,*vap mvap = ln * * a + b ln K D = ln T V1,vap V1,liq V1,*liq mliq Особенность описания состоит в том, что в этом случае (неэлектролит в систе ме H2O-NaCl) вместо стандартных молярных объемов V1o растворителя (H2O) в обеих фазах используется «эффективный» молярный объем воды ( V1o и V * ), 1,liq рассчитываемый по молярному объему раствора H2O-NaCl в тех же условиях.

Экспериментальное изучение термодинамических свойств нейтраль ного комплекса AgCl° в воде при 400-450 °С и 50-1000 бар. Исследована раство римость хлораргирита AgClcr. в воде (Рис. В) при сверхкритических условиях (400-450 °С) в широком диапазоне плотностей растворителя (H2O = 0.01-0.7 г·см-3).

Использована та же автоклавная методика с «закалкой», дополненная кон трольными опытами с внутренним пробоотбором. При высоких давлениях (1000 бар) растворимость хлораргирита определяется присутствием водных компонентов Ag+, AgClaq и AgCl2–, вклад которых сопоставим. При снижении давления преобладающей формой становится AgClaq.

Попытка описать поведение ионной пары AgClaq с помощью УС, успешно апробированного для описания большого числа растворенных летучих компо нентов, а также рассмотренного выше B(OH)3,aq, дает завышенные значения растворимости AgClcr. в области малоплотных флюидов (H2O 0.1 г·см-3). Это обстоятельство, по всей видимости, свидетельствует о том, что мы имеем дело с гидратированной частицей AgCl·(H2O)N,aq.

Модификация УС на случай гидратированного компонента приводит к выражению для химического потенциала “кажущейся негидратированной” ионной пары AgClaq.

aq (T, P ) = gas,h (T ) N H O,gas RT ln N w + (1 N ) RT ln f H O + o o o 2 0..

RT o + RT ln H2O + RT H2O a + b o T Mw Здесь N – гидратное число ионного ассоциата AgClaq, gas,h и H 2O,gas – химиче o o ские потенциалы гидратированной ионной пары AgCl·(H2O)N и молекулы H2O в состоянии идеального газа (зависят только от температуры), остальные обозна чения – те же. Для оценки gas,h (T) были использованы надежные эксперимен o тальные значения aq AgClaq при температурах 0-360 °С и давлении насыщенного пара H2O, а также при температурах 400 и 425 °C при давлении 1000 бар. Пара метры N,, a и b подбирались так, чтобы наилучшим образом описать барическую зависимость экспериментальной растворимости AgClcr. (Рис. В). Получены сле дующие значения: gas,h (298 К, 1 бар) = –111 255 кал·моль–1, S gas,h (298 К, 1 бар) = o o 123.0 кал·моль–1·К–1, N = 2.0, = –2.0, a =10.0·10–3 м3·кг–1, b = –7.48·10–3 м3·кг–1.

Таким образом, впервые получены прямые экспериментальные данные, характеризующие термодинамические свойства водных компонентов (AgClaq, B(OH)3,aq) в широкой области плотностей растворителя. Анализ этих данных подтвердил ограниченность электростатического (HKF) описания в малоплот ной области флюида. Предложенное нами уравнение состояния, основанное в значительной степени на “плотностной” модели, показало свою универсаль ность и перспективность.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант 07-05-72553-НЦНИЛ_а).

Авторы признательны В.А. Волченковой за аналитические определения и с благо дарностью вспоминают участие и поддержку в проведении эксперимента Миши Коржинского.

Литература 1. Алехин Ю.В., Вакуленко А.Г. Термодинамические свойства и растворимость NaCl в водяном паре при 300-500°С и до 300 бар // Геохимия. 1988. №5. С. 97-110.

2. Akinfiev N.N., Diamond L.W. Thermodynamic description of aqueous nonelectrolytes at in finite dilution over a wide range of state parameters // Geochim. Cosmochim. Acta. 2003. V. 67. No 4. P. 613-627.

3. Heinrich C.A., Gnther D., Audtat A., Ulrich T., Frischknecht R. Metal fractionation be tween magmatic brine and vapor, determined by microanalysis of fluid inclusions // Geology. 1999.

V. 27. P. 755-758.

4. Liebscher A., Meixner A., Romer R.L., Heinrich W. Liquid-vapor fractionation of boron and boron isotopes: Experimental calibration at 400°C/23 MPa to 450°C/42 MPa // Geochim. Cos mochim. Acta. 2005. Vol. 69, No. 24. P. 5693-5704.

5. Pokrovski G.S., Roux J., Harrichoury J-C. Fluid density control on vapor-liquid partitioning of metals in hydrothermal systems // Geology. 2005. V. 33. P. 657-660.

6. Williames-Jones A.E., Heinrich C.A. Vapor Transport of Metals and the Formation of Mag matic-Hydrothermal Ore Deposits // Economic Geology. 2005. V. 100. P. 1297-1312.

КАТАГЕНЕЗ И МЕТАСОМАТОЗ В ПЛАТФОРМЕННЫХ ОСАДОЧНЫХ ПРОГИБАХ, ВМЕЩАЮЩИХ УРАНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ “ТИПА НЕСОГЛАСИЯ”.

Андреева О.В.

ИГЕМ РАН, Москва, akimolan@igem.ru В придонных частях некоторых осадочных прогибов рифейского возраста содержатся гигантские по запасам U-месторождения, сопровождаемые своеоб разными комплексами измененных пород, которые не имеют аналогов среди метасоматитов гидротермальных рудных месторождений эндогенного типа.

Эти преобразования относятся к стадии катагенеза недеформированных плат форменных и субплатформенных толщ, когда осадочные породы сохраняют свой текстурный и структурный облик, однако, в них уже происходят контра стные изменения исходного минерального состава [Холодов, 2006]. В отличие от метаморфизма катагенез обусловлен только действием нормального геотер мического градиента и литостатическим давлением (рис.).

Он не сопровождается тектоническими дислокациями, магматизмом и резким подъемом геоизотерм даже в глубокопогруженных (более 10 км) оса дочных бассейнах, что не исключает развития в этих участках интенсивно про явленных процессов флюидно-породного взаимодействия. Размах катагенети ческих процессов, драматически меняющих минеральный состав первичных осадков, может достигать огромных масштабов особенно в древних прогибах рифейского времени, когда геотермический градиент, вероятно, был значитель но выше, чем в фанерозое. В катагенезе при общем сохранении текстурно структурных особенностей происходит полная смена состава глинистого це мента, частичная коррозия цементом обломочных полевых шпатов, а также яв ления растворения и переотложения вещества, особенно ярко выраженные для кремнезема. Эти минеральные преобразования происходят как при воздействии захороненных вод и рассолов, так и при проникновении в глубинные части оса дочных бассейнов инфильтрационных вадозовых вод. Вследствие их окисли тельных свойств в пластах может формироваться зона катагенетического окис ления, которая под действием непрерывно просачивающихся вод перемещается от периферии бассейна к его центру. Этот механизм может служить причиной от ложения некоторых типов руд, поскольку кислородсодержащие инфильтрацион ные воды способны выщелачивать и переносить значительное количество легко растворимых соединений поливалентных элементов: U6+, V+5, Mo+6, Se+6, и др.

Они могут заимствоваться из дренируемых массивов магматических пород, а также из вмещающих подземные воды пластов. На контакте с восстановите лями происходит трансформация поливалентных металлов в состояние более низкой валентности, уменьшение растворимости и выпадение их в виде рудных минералов. Восстановителями могут быть скопления нефти, газообразных уг леводородов, угля, сероводорода, водорода и пр. Таким способом могут форми роваться и урановые месторождения “типа несогласия”, часто гигантские по масштабам, например, в пределах верхнепротерозойских осадочных бассейнов Атабаска в Канаде и Комболджи в Северной Австралии. Для них характерны чрезвычайно высокие (до десятков процентов) содержания урана, полиэле ментный состав руд (U, Mo, Pb, Zn, Ni, Co и др.) и сопряженность рудных тел со скоплениями твердых битумов [Alexandre et al., 2005].

Примером этого типа U-оруденения в России является небольшое место рождение Карку, расположенное в Северном Приладожье, в краевой части среднерифейского Ладожского прогиба, основание которого образовано AR и PR кристаллическими сланцами и гнейсами. В состав осадочного комплекса входят аллювиально-дельтовые и мелководные красноцветные и пестроцветные кварцевые и полевошпатово-кварцевые песчаники, гравелиты, мелкогалечни ковые конгломераты, осадочные брекчии при подчиненном значении тонкооб ломочных пород. Сверху они перекрыты потоками базальтов. В терригенной части разреза широко развиты процессы катагенетических разностадийных из менений. К числу характерных для катагенеза и, вероятно, наиболее ранних структурных и минеральных преобразований относятся гравитационная корро зия (структуры уплотнения и микростилолитовые швы), регенерация обломоч ных зерен кварца и полное замещение первичного глинистого цемента смеша нослойным иллит-смектитом с подчиненным значением каолинита, Fe-хлорита, апатита. Такие преобразования терригенных пород могли происходить при по гружении осадков на глубину не менее 1,5-2 км при температурах, судя по имеющимся минеральным геотермометрам, около 200 °С.

При интенсивном развитии процесса регенерации кварца новообразован ные каймы сливаются, формируя цемент регенерационного типа. Механизм массопереноса кремнезема (solution-precipitation creep) состоит в ускоренном растворении кварца при участии водной среды в участках максимальных при ложенных напряжений (в данном случае это области соприкосновения крупных обломков кварца гравелитовой размерности) и дальнейшем переотложении его в ненапряженных участках ( в межзерновых промежутках) в некотором удале нии выше или ниже по разрезу или по простиранию слоев.

Светлый слюдоподобный минерал иллит-смектитового типа из цемента характеризуется преимущественно упорядоченным переслаиванием при высо ком содержании иллитовых межслоев. K-Ar и Rb-Sr датирование слюд отвечает интервалу 1205±25 – 1252±25 млн лет. Возраст раннерифейских базальтов со ставляет 1499 ± 68 млн лет. Эти данные свидетельствуют о значительном вре менном разрыве между формированием вулканогенно-осадочной толщи и ее катагенезом (не менее 250 млн лет.). Позже, вероятно, вследствие увеличения скорости прогибания дна осадочного бассейна и интенсификации инфильтра ционного флюидопотока проявились локальные процессы стратиформной хло ритизации, карбонатизации, пиритизации, а также отложение урановых мине ралов и сульфидов Mo, Pb, Zn и др. В кристаллических сланцах и гнейсах фун дамента ниже поверхности несогласия низкотемпературные минеральные пре образования быстро затухают, т.е., как и в других месторождениях “несогла сия”, подводящие каналы отсутствуют. Изотопные составы кислорода и угле рода кальцитов из цемента гравелитов и микропрожилков указывают на близ кие осадочным карбонатам значения 18О (от +17 до +25 ‰) при облегченном относительно них составе 13С (от –1,5 до –14 ‰), что, возможно, связано с их постседиментационным переотложением и перекристаллизацией. Вмещающие оруденение породы на месторождении Карку не имеют аналогов среди метасо матитов гидротермальных рудных месторождений эндогенного типа. Мине ральный состав измененных терригенных пород, отсутствие в них типичной метасоматической реакционной зональности околотрещинного типа и проявле ний кислотно-щелочной эволюции растворов не позволяют отождествлять их с метасоматическими изменениями, наблюдаемыми на эпи- и мезотермальных рудных месторождениях.

Урановое оруденение в виде пластообразной залежи локализовано в гра велитах низов рифейской толщи, вблизи контакта с выветрелыми кристалличе скими сланцами и гнейсами PR фундамента. Урановые минералы замещают хлоритизированный и кальцитизированный цемент гравелитов. В составе руд присутствуют настуран, коффинит, молибденит, галенит, пирротин, пирит, сфалерит, более редкие Ni-Co-Fe-арсениды и селениды. Повсеместно характе рен парагенезис пирротина с магнезиальным рудосопровождающим хлоритом.

В пределах рудных залежей и в их приконтактовых частях обнаружено битуми нозное вещество в виде мелких ( 0,05 мм) выделений антраксолита и керита, которые находятся в срастаниях с настураном, хлоритом и кальцитом. Содер жание Сорг. в руде достигает 1.34 мас. % [Величкин и др., 2005].

Присутствие углеводородов в низах рифейской толщи способствовало соз данию восстановительного режима, необходимого для отложения минералов U+ в парагенезисе с пирротином и Mg-хлоритом. Для предполагаемых температур ( 200 °С) эти парагенезисы могли существовать только при очень низкой фуги тивности кислорода (lgaO2 не более –46). Твердые битумы (керит, антраксолит) предположительно можно рассматривать как реликты измененных нефтей, и к настоящему времени установлено, что многие допалеозойские (R–V) авлакогены Русской платформы и ее северных частей были очагами газо-нефтеобразования.

Комплекс элементов, сопутствующих U-оруденению (Mo, V, Co, Ni, Pb, Zn), чрезвычайно характерен для тяжелых фракций нефтей и может во многих случа ях представлять промышленный интерес [Горжевский, 1997]. Прямые измерения величин Eh и pH в битуминозных породах KZ месторождений урана [Холодов, 2006] показали, что почти все твердые битумы при окислении обеспечивают ус ловия для восстановления и осаждения урана в виде UO2-2,25 в близнейтральной или слабощелочной среде.

Итак, к разнообразным минеральным преобразованиям и отложению руд в низах рифейских осадочных толщ могло привести проникновение фильтрую щихся вод (при повышенных РТ-условиях глубинных частей прогибов) и взаи модействие их с восстановителями – углеводородами, которые к настоящему времени сохранились в виде твердых битумов. В качестве источника сноса наи более вероятны массивы лейкократовых гранитов, обогащенных ураном.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 14 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.