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:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 10 ] --

В областях наиболее интенсивного плавления расплав поднимает наверх, обра зуя микродиапиры (рис. 2 б). Расплав, проникающий в оливиновую часть ампу лы, приобретает дацитовый состав. Из него кристаллизуется ортопироксен, а в приграничной со сланцем области – биотит. Ортопироксен образуется также как реакционный минерал между расплавом и оливином.

Рис. 1. Фрагмент ампулы с амфиболит-оливиновым “сэндвичем” после эксперимента. Обратим внимание на отчетливо выраженные субвертикальные пути миграции расплава в высокотемпературную область Условные обозначения (здесь и далее): Am – амфибол, Brz – баруазит, Bt – биотит, Оmp – ом фацит, Gr – гранат, Opx – ортопироксен, L-расплав. "Мантия" – вещество исходного оливина, "Кора" – вещество исходного амфиболита. Цифрами показаны температуры на концах ампулы Рис. 2. Фрагменты ампулы с фенгит-глаукофановым сланецем и оливином:

а – замещение глаукофана – альбитом и барруазитом по системе микроканалов;

б – началь ная стадия подъема кислых диапиров и кристаллизация биотита и граната;

в – рост ортопи роксена из расплава в оливиной области. Изображение в отраженных электронах Заключение Калибровочные эксперименты и численное моделирование термальной структуры ячейки высокого давления показали, что в высокоградиентых участках установки “цилиндр-поршень” создаются оптимальные условия для эксперимен тального изучения взаимодействия коры и мантии в зонах субдукции. Экспери менты с модельными веществами, выявили характер и петрологические особенно сти преобразования глаукофан-фенгитового сланца и амфиболита при Р-Т услови ях “горячих” зон судбукции. Было также показано, что основные объемы флюида и расплава во всех типах исследуемых веществ мигрируют не по границам зерен, а сквозь кристаллы. Миграция кислого расплава в оливиновой области приводит к образованию ортопироксена, находящегося в разных структурных позициях.

Финансовая поддержка грантов РФФИ 09-05-01217 и 09-05-00991.

Литература 1. Peacock S.M. Fluid process in subduction zones // Science. 1990. 248. P. 329-337.

2. Schilling F., Wuender B. Temperature distribution in piston-cylinder assemblies: numerical simulations and laboratory experiments // Eur. J. Mineral. 2004. 16. P. 7-14.

3. Schmidt M.W., Poli S. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and con sequences for arc magma generation// Earth and Planetary Science Letters. 1998. 163. P. 361-379.

ГРАНИТИЗАЦИЯ И ЧАСТИЧНОЕ ПЛАВЛЕНИЕ ГНЕЙСОВ В СВЯЗИ С ПРИРОДОЙ ГРАНИТНЫХ ИНТРУЗИЙ В ГРАНУЛИТОВЫХ КОМПЛЕКСАХ Л.

Л. Перчук МГУ и ИЭМ РАН, Черноголовка В разгар конфронтации «магматистов» и «трансформистов» идея Д.С. Коржинского (1952) о гранитизации как магматическом замещении оказа лась компромиссной. Заимствуя наиболее очевидные явления в каждой из этих гипотез, она смогла ответить на ряд острых вопросов (например, проблема про странства и взаимодействия флюидов с вмещающими породами), которыми во многом и определялась дискуссия. По прошествии почти 60 лет, в ходе которых было проведено множество экспериментальных исследований и получено огром ное число геохимических данных, острота проблемы резко спала. Выяснилось многообразие механизмов зарождения и перемещения гранитных магм, их взаи модействия с вмещающими породами и магмами основного состава, роли флюи дов в генерации и эволюции гранитных магм и сопутствующей рудной, редкоме тальной и редкоземельной минерализации. Так, модель Д.С. Коржинского протес тирована экспериментально и петрологически на примере широкомасштабной гранитизации метабазитов [Маракушев, 1987;

Граменицкий, Ходоревская, 2006;

Кориковский и Ходоревская, 2006]. При этом встречается скептическое отноше ние к механизму внедрения гранитной магмы во вмещающие породы любого состава, а также частичного плавления гнейсовых толщ и роли метасоматиче ских явлений в ходе гранитообразования.

Противоположная и, пожалуй, самая древняя идея Седерхольма – анатек сис или же плавление гнейсов – ещё больше утвердилась в литературе после уточнения этого термина – «частичного плавления». Процесс этот также имеет экспериментальное и теоретическое обоснование [например, Clementh, 1990;

Sawyer, 2004;

Brown, 2004;

Prevec, 2004;

Perchuk et al., 2008]. Расчётами показа но, что при параметрах гранулитового метаморфизма континентальная кора в ходе частичного плавления способна продуцировать до 40% гранитов, способ ных к внедрению в вышележащие толщи [Velzeuf et al., 1990]. Причём процесс этот происходит не на пике гранулитового метаморфизма, а на его регрессив ной стадии [Перчук, 1970;

Летников, 1975]. При этом в подавляющей массе публикаций в международных журналах иные механизмы возникновения гра нитной магмы даже не упоминаются.

В этой работе на основе материалов из Шарыжалгайского комплекса (Ю.-З. Прибайкалье) и Центральной Зоны комплекса Лимпопо (ЮАР, Ботсва на, Зимбабве) рассматриваются разнообразные механизмы гранитообразова ния и приводятся доказательства реалистичности каждого из них. При этом лишь частично затрагивается проблема магматического замещения, достаточ но полно раскрытая в цитируемых выше работах.

Частичное плавление. Это явление широко распространенно в гнейсах до кембрийских гранулитовых комплексов. Оно достаточно детально изучено петро логическими и экспериментальными методами и число публикаций не счесть. Но далеко не всегда удается однозначно доказать анатексис как явление разделения первичного гнейса на гранитный расплав и глинозёмистый гнейс – рестит как продукт термального воздействия, хотя такие реститы (скиалиты) нередко встре чаются среди гранитных интрузивов, прорывающих гранулитовые толщи. В Цен тральной Зоне комплекса Лимпопо это можно сделать достаточно просто, по скольку частичное плавление широко распространено в палеопротерозойских ширзонах, которые пронизывают архейские ТТГ гнейсы [Перчук, ван Ринен, 2006;

Van Reenen et al., 2004;

Perchuk et al., 2006, 2008a, b]. На рис 1 видно, что обычный тоналитовый гнейс (а) «разлагается» на две составляющие – гранитную (O6-19L) и рестит (O6-19М), причём расположение точек на конноде диаграммы (в) свиде тельствует неизменности валового состава системы в отношении Fe, Mg и Al.

Рис. 1. Иллюстрация разделения архейского «серого гнейса» (O6-19 М-L, Lim2001) на гранит (O6-19L) и рестит (O6-19М) при частичном плавлении в пределах палеопротерозойской ширзоны На диаграмме (в) видно, что точки валового состава «серого гнейса» (O6-19L-М, Lim2001) располагаются на конноде, соединяющей выплавку O6-19L с реститом O6-19М) Lim2001), тогда как диаграмма (г) указывает на трондьемитовый состав выплавки, возможный лишь в случае некоторого привноса натрового флюида [Perchuk et al., 2008б] Однако продуктом плавления оказался трондьемит. Это свидетельство привноса натрия во флюиде [Perchuk et al., 2008b], о чём также свидетельству ют повышенные содержания лёгких щелочных земель в граните. Вместе с тем, в контакте с Kfs в плагиоклазе не наблюдается какой-либо зональности, т.е.

«реакция Коржинского»

nCaAl2Si2O8(1-n)NaAlSi3O8+0.5mK2O = = nCaAl2Si2O8(1-n-m)NaAlSiSi3O8+mKAlSi3O8+0.5mNa2O, (1) т.е. кислый Pl +(K2O) =более основной Pl+Or+(Na2O).

как будто не протекает и, следовательно, щёлочи в ходе частичного плавления не были вполне подвижными. Однако на диаграмме рис. 1 и на диаграмме (в) видно, что точки валового состава «серого гнейса» (O6-19L-М, Lim2001) располагаются на конноде, соединяющей выплавку O6-19L с реститом O6-19М) Lim2001), тогда как диаграмма (г) указывает на трондьемитовый состав выплавки, возможный лишь в случае некоторого привноса натрового флюида [Perchuk et al., 2008b].

Чарнокитизация и эндербитизация тоналитов. Модель чарнокитизации гнейсов впервые была предложена Д.С. Коржинским (1961). В основе её лежит реакция дегидратации Bt + Qtz + (K2O) = Opx + Kfs + H2O, (2) смещение которой вправо наряду с протеканием реакции (1) обусловлено высо кой активностью вполне подвижного калия, независимый контроль которой может быть осуществлён изменением глинозёмистости ортопироксена и/или биотита. Эта идея затем была развита в отношении глинозёмистости биотита в гранитах и нефелиновых сиенитах [Перчук и Рябчиков, 1976 и ссылки в ней], а позднее и глинозёмистости ортопироксена [Перчук и др., 1994;

Perchuk, Gerya, 1992, 1993]. В случае эндербитизации тоналита эта модель не работает и тогда возможна реакция:

Bt + mKAlSi3O8 + Qtz+ nCaAl2Si2O8(1-n-m)NaAlSi3O8 + 0.5mNa2O = = MgSiO3 + nCaAl2Si2O8 (1-n)NaAlSi3O8 + 0.5mK2O Литература 1. Кориковский С. П., Ходоревская Л. И. (2006). Гранитизация палеопротерозойских вы сокобарических метагаббро-нориов в беломорской серии Балтийского щита (район Канда лакшского залива, о. Горелый) // Петрология, Т. 14, 453-481.

2. Летников Ф.А. (1975). Гранитоиды глыбовых областей. М. : Наука. 213 с.

3. Маракушев А.А. (1987). Магматическое замещение и его петрогенетическая роль // Очерки физико-химической петрологии. М. : Наука, С. 24-38.

4. Перчук Л.Л. (1970). Термодинамические условия гранитизации метапелитовых толщ // Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука. Выпуск 2, С. 188-213.

5. Перчук Л.Л., ван Ринен Д.Д. (2008). К проблеме механизма гравитационного перерас пределения // Доклады РАН. Т. 423, № 5, С. 659-662.

6. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. (1976). Фазовое соответствие в минеральных системах.

М. : Недра.

7. Перчук Л.Л., Геря Т.В., Корсман К. (1994). Модель чарнокитизации гнейсовых ком плексов // Петрология, Т. 2, № 5, С. 451-480.

8. Ходоревская Л.И. (2006). Экспериментальное исследование гранитообразования по основным породам. Автореферат докторской диссертации. М. : МГУ. 42 с.

9. Ходоревская Л.И. (2004). Гранитизация амфиболитов. 2. Основные закономерности физических и химических явлений при процессах фильтрации флюидов через породу // Пет рология, Т. 12. С. 321-336.

10. Ходоревская Л.И., Жариков В. А. (1998). Экспериментальное изучение плавления ам фиболитов в связи с проблемами генезиса тоналит-трондьемитовых магматических серий // Экспериментальное и теоретическое моделирование процессов минералообразования. М. :

Наука, С. 11-31.

11. Ходоревская Л.И., Шмонов В.М., Жариков В.А. (2003). Гранитизация амфиболитов. 1.

Результаты первых экспериментов в режиме фильтрации флюидов через породу // Петроло гия, Т. 11. С. 321-331.

12. Clemens J.D. (1984). Water contents of silicic to intermediate magmas. Lithos, V. 17, P.

273-287.

13. Clemens J.D. (1990). The granulite – granite connection // In: Granulites and crustal evolu tion Eds. D. Vielzeuf and Ph. Vidal. NATO ASI Series. Dortrecht, Boston, London: Kluwer Aca demic Publishers. P. 25-36.

14. Clemens J.D., Vielzeuf D. (1987). Constraints on melting and magma production in the crust. Earth and Planetary Science Letters, 86, 287-306.

15. Sawyer E.W. (2004). Anatexis and the segregation of partial melt // Geoscience Africa – 2004 Extended Abstracts, University of the Witwatersrand. V. II, P. 574-575.

16. Brown M. (2004). Melt expulsion/extraction from suprasolidus continental crust: role of de formation band networks and ductile opening-mode fractures // Geoscience Africa – 2004.

Extended Abstracts, University of the Witwatersrand. V. I. P. 88-89.

17. Рerchuk L.L., Gerya T.V. (1992). The fluid regime of metamorphism and the charnockite reac tion in granulites: a review // International Geology Review. V. 34, N 1. P. 1-58.

18. Perchuk L.L., Gerya T.V. (1993). Fluid control of charnockitization // Chemical Geology.

V. 108, No 1-4, p. 175-186.

19. Perchuk L.L., van Reenen D.D., Smit C.A., Boshoff R., Belyanin G.A., Yapaskurt V.O.

(2008a) Role of granite intrusions for the formation of ring structures in granulite complexes: ex amples from the Limpopo Belt, South Africa // Petrology V. 16, No. 7, Р. 652-678.

20. Perchuk, L.L., Van Reenen, D.D., Varlamov, D.A., van Kal, S.M., Boshoff, R., Tabatabaeimanesh. (2008b). P-T record of two high-grade metamorphic events in the Central Zone of the Limpopo Complex, South Africa // Lithos V. 103. P. 70-105.

21. Prevec S.A. (2004). Unstable fracture propagation as a mechanism for magmatic conduit generation // Geoscience Africa-2004, Extended Abstracts, University of the Witwatersrand. V. II, P. 53-54.

22. Van Reenen, D.D., Perchuk, L.L., Smit, C.A., Boshoff, R, Varlamov, D.A., Huizenga, J.M., Gerya, T.V. (2004). Structural and P-T evolution of a major cross fold in the Central Zone of the Limpopo high-grade terrain, South Africa // Journal of Petrology. V. 45. P. 1413-1439.

23. Vielzeuf D., Holloway J.R. (1988). Experimental determination of the fluid-absent melting relations in the pelitic system consequences for crustal differentiation. Contributions to Mineralogy and Petrology, 98, 257-276.

24. Vielzeuf D., Clemens J.D., Pin C., Moninet E. (1990). Granites, granulites, and crustal dif ferentiation // In: Granulites and crustal evolution Eds. D. Vielzeuf and Ph. Vidal. NATO ASI Se ries. Dortrecht, Boston, London: Kluwer Academic Publishers. P. 59-86.

СЕЙСМОДЕФОРМАЦИИ И УРАНОВОЕ РУДООБРАЗОВАНИЕ В РАЗЛОМНЫХ ЗОНАХ (НА ПРИМЕРЕ СТРЕЛЬЦОВСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ) В.А. Петров1, В.В. Полуэктов1, М. Леспинас2, Й. Хаммер3, С.И. Щукин4, Р.М. Насимов ИГЕМ РАН, Москва, vlad@igem.ru, Университет Нанси-1, Нанси, Marc.Lespinasse@g2r.uhp-nancy.fr, БГР, Ганновер, Joerg.Hammer@bgr.de, ОАО ППГХО, Краснокаменск, geol@krasnokamensk.ru, ИФЗ РАН, Москва, nasimov@ifz.ru Установление пространственно-временных соотношений между геодина мическими обстановками, механизмами формирования рудовмещающих раз рывных структур и динамикой циркуляции рудоносных растворов необходимо для прогноза масштабности проявления эндогенных рудообразующих процес сов в рудных полях и месторождениях, связанных с дизъюнктивными дислока циями. При этом должно учитываться, что:

а) в нестационарном поле напряжений верхней сейсмогенной зоны зем ной коры флюидонасыщенные массивы пород на различных этапах тектогенеза деформируются нелинейно, что приводит к изменению внутреннего строения и гидравлической активности структурных элементов разломных зон;

б) в процессе прогрессирующей деформации копланарные разрывы, со ставляющие разломные зоны, последовательно проходят фазы аккумуляции на пряжений, которые прерываются моментами их разрядки, что сопровождается интерференцией напряжений, их «перехватом» на окончаниях разрывов и за вершается слиянием эшелонированных разрывов в один магистральный про водник (сместитель);

в) в разломных зонах прослеживается взаимозависимость процессов де формации пород, фильтрации гидротермальных растворов и рудоотложения, но динамометаморфические преобразования внутриразломного вещества, выпол няющего сегменты сдвига и растяжения в области влияния магистрального сместителя, могут происходить в различных P-T условиях от жилообразных тел псевдотахилитов и катаклазитов до брекчий «гидроразрыва»;

г) пульсационно-ритмичный механизм поступления рудоносных раство ров в сегменты растяжения, оптимально ориентированные в поле напряжений, сочетается с процессами внутриразломной декомпрессии. При наличии гидрав лической связи разлома с поверхностью это обеспечивает подток кислородсо держащих поверхностных (метеорных) вод на глубокие горизонты разреза и их смешение с гидротермальными флюидами.

В обобщенном виде процессы деформации флюидонасыщенных массивов пород протекают в течение сейсмического цикла, состоящего из четырех ос новных стадий (рис. 1): досейсмической, на которой стремительно накаплива ются напряжения на фоне нелинейной деформации пород;

косейсмической, когда деформация пород происходит немедленно вслед за разрядкой напряже ний (землетрясением);

постсейсмической с нелинейной деформацией пород в течение некоторого времени после разрядки напряжений и стадии «сейсмиче ского покоя» (межсейсмической), когда деформация пород близка к линейной.

Рис. 1. Графики «напряжение-время» и «смещение-время» для разломов, локализованных в сейсмогенной зоне верхней части земной коры [по Sibson, 1986] В межсейсмическую стадию основные сместители (ядра) разрывов менее подвержены дилатансии и менее проницаемы по сравнению с зонами их дина мического влияния, где происходит диффузия вещества и накопление флюидов.

В косейсмическую стадию часть этих флюидов «выжимается» из деформируе мого трещинно-порового пространства и устремляется в нарушенное ядро раз рыва, где создаются благоприятные условия для дренирования и циркуляции растворов, а также осаждения рудного вещества.

Результирующий эффект механизма сейсмодеформаций наиболее ярко об наруживается в долгоживущих неоднократно подновляемых разломных зонах, контролирующих положение урановорудных полей и месторождений в вулкано генных структурах областей тектоно-магматической активизации (ТМА). Рас смотрим его детальнее на примере Стрельцовского рудного поля, совмещенно го в пространстве с одноименной кальдерой, сформированной в процессе позд немезозойской ТМА региона. Развитие вулканогенных структур Восточно Забайкальской урановорудной провинции разбивается на период дорудной под готовки (PR3-PZ1 и PZ2-3 этапы) и период рудопродуцирующей ТМА (J2-3, J3-K и K1 этапы). В послераннемеловое время территория развивалась в платфор менном режиме.

Воссоздание геодинамической эволюции структур района в периоды до рудной подготовки и рудопродуцирующей ТМА [Петров и др., 2008] показало, что активизация зон трансблоковых региональных разломов происходила диффе ренцированно в течение протерозойского (завершился около 600 млн лет назад), каледонского (~ 520-430 млн лет назад) и варисского (~ 360-210 млн лет назад) геотектонических циклов (ГТЦ), в позднем мезозое и, возможно, на неотектони ческом этапе. Методами стрейн-анализа установлено, что гранито-гнейсовый комплекс обрамления и фундамента кальдеры формировался в течение протеро зойского ГТЦ в обстановке общего растяжения с дополнительной компонентой субмеридионального сжатия, о чем свидетельствуют данные по элементам залега ния первичной магматической линейности пород. В течение каледонского ГТЦ оси главных нормальных напряжений 1 и 3 были ориентированы субгоризон тально, а ось 2 – вертикально, что характерно для сдвигового тектонического ре жима (принято, что сжимающие напряжения положительные, т.е. 123).

Сдвиговый режим постепенно сменился сбросовым тектоническим режимом с ВСВ-ЗЮЗ направлением оси растяжения. Такая особенность поля напряжений сохранялась на протяжении варисского ГТЦ. Однако на границе палеозоя и ме зозоя, по-видимому, в T3-J2 время [Delvaux et al., 1995], геологические структу ры ЮВ Забайкалья испытали инверсию тектонических движений, вызванных глобальной перестройкой поля напряжений. В связи с этим в раннем мезозое возобладал сдвиговый режим транспрессии (v=23). При изменении геоди намических обстановок и параметров поля напряжений активизировались раз ломы определенных направлений. Это отражено на диаграмме «напряжение – время» (рис. 2), где фазы аккумуляции и разрядки напряжений корреспондиру ют с последовательностью деформаций на межсейсмической, досейсмической, косейсмической и постсейсмической стадиях сейсмического цикла.

Рис. 2. Динамика аккумуляции (I) и разрядки (II) напряжений в СВ-ЮЗ (А), ССВ-субмеридиональных (Б) и СЗ-ЮВ (В) разломных зонах обрамления Стрельцовской кальдеры Горизонтальная пунктирная линия – уровень максимальных напряжений разрушения, который зависит [по Cowie, 1998] от величин тектонической силы, магнитуды нормальных и касательных напряжений, предела прочности пород на разрыв и внутрипорового флюидного давления. ГТЦ – геотектонический цикл, ТМА – тектоно-магматическая активизация.

Фазы активизации структурообразующих и гидротермальных процессов в изученных разломных зонах подтверждаются: индикаторными признаками динамометаморфизма пород;

соотношением метасоматитов от ранних высоко среднетемпературных (грейзенизация, калишпатизация) до поздних низкотем пературных (гидрослюдизация, карбонатизация, аргиллизация);

ориентировкой микроструктур растяжения, трассируемых газо-жидкими включениями;

петро физическими параметрами пород и данными осколковой радиографии.

Установлено, что в узлах пересечения СВ-ЮЗ и ССВ-субмеридиональных разломов в протерозойских породах северо-западного обрамления Стрельцовской кальдеры имеются предпосылки для обнаружения прожилково-вкрапленной ура новорудной минерализации протерозой-раннепалеозойского возраста, которая могла подвергнуться преобразованиям как при становлении варисских грани тоидов фундамента кальдеры, так и в процессе позднемезозойской ТМА геоло гических структур региона.

Вышеизложенное позволяет заключить:

1. Основная фаза поступления гидротермальных растворов в разрывы, оптимально ориентированные в тектоническом поле напряжений, приходится на постсейсмическую стадию разрядки напряжений, а отложение основного объема внутриразломного минерального, в том числе урановорудного, вещест ва происходит на межсейсмической стадии кратковременных малоамплитуд ных подвижек в благоприятных структурно-литологических и тектонофизиче ских обстановках, а также физико-химических условиях;

2. Прогноз масштабности и времени проявления эндогенных рудообра зующих процессов в рудных полях и месторождениях, связанных с дизъюнк тивными дислокациями в областях тектоно-магматической активизации, дол жен основываться на выявлении стадийности формирования и реорганизации каркаса флюидопроводящих разломных зон с учетом механизма сейсмодефор маций вмещающих массивов пород.

Литература 1. Петров В.А., Полуэктов В.В., Щукин С.И., Леспинас М., Хаммер Й., Насимов Р.М. Эта пы флюидопроницаемости разломных зон Уртуйского гранитного массива, ЮВ Забайкалье // «Физико-химические и петрофизические исследования в науках о Земле». М. : ГЕОХИ РАН, 2008. С. 246-250.

2. Cowie P.A. A healing-reloading feedback control on the growth rate of seismic faults // J.

Struct. Geol. 1998. V. 20. № 8. P. 1075-1087.

3. Delvaux D., Moeys R., Stapel G., Melnikov A., Ermikov V. Palaeostress reconstructions and geodynamics of the Baikal region, Central Asia, Part I. Palaeozoic and Mesozoic pre-rift evolu tion // Tectonophysics. 1995. N 252. P. 61-101.

4. Sibson R.H. Earthquakes and rock deformation in crustal fault zones // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1986. N 14. P. 149-175.

О МЕТАСОМАТИТАХ ФОРМАЦИИ ЭЛЬКОНИТОВ, ВМЕЩАЮЩИХ КРУПНЕЙШЕЕ ЗОЛОТО-УРАНОВОЕ ОРУДЕНЕНИЕ, И ОБ ИХ ОТЛИЧИИ ОТ ГУМБЕИТОВ Г.Н. Пилипенко РГГРУ, Москва, bobkov-ai@tochka.ru В связи с тем, что метасоматические процессы в недрах земли проявля ются везде и всегда, важным для выделения и изучения прежде всего являются такие типы метасоматических пород или важнейшие формации метасоматитов, которые обладают рядом характерных устойчивых признаков. Расширяя пред ставления Б.И. Омельяненко, перечислим основные из этих признаков:

1. Определенные условия локализации и соответствующие им геотектониче ские обстановки проявления. 2. Связь с определенным типом и составом магма тизма. 3. Определенный состав воздействующих растворов и термодинамиче ские условия проявления метасоматоза. 4. Определенные минералогический и химический составы образующихся метасоматитов и их метасоматических зон.

5. Выдерженная металлогеническая и геохимическая специализация, позво ляющая присутствие таких метасоматитов рассматривать в качестве важного благоприятного признака прогноза связанного с ним типов оруденения.

6. Повторяемость состава и достаточная распространённость проявления мета соматитов данного типа и связанных с ним типов оруденения на площадях с аналогичной историей геологического развития. В связи с вышесказанным, представляется важным еще раз обратить внимание на составы и принципиаль ное различие метасоматитов, относимых к формации гумбеитов и метасомати тов, присутствующих в многочисленных золотоураноносных зонах Эльконско го горста, которые нами было предложено называть эльконитами. Эти два раз ных типа метасоматитов четко отличаются по всем вышеперечисленным при знакам. Гумбеиты были выделены Д.С. Коржинским [Коржинский, 1953] в ма ломощных оторочках мелких шеелитоносных кварцевых жил, которые присут ствуют в складчатой области Южного Урала. Эти кварцевые жилы залегают в основном в интрузивных породах сиенит-диоритового состава. Ширина зон гумбеитов составляет до первых десятков сантиметров. Описана внешняя зона гумбеитов, в пределах которой плагиоклаз сиенит-диорита замещается агрега том альбита и серицита. Внутренняя часть зон (у кварцевых жил) состоит из ор токлаза и образующихся вместе с ним преимущественно по темноцветным ми нералам анкерита, флогопита, рутила и гематита, который иногда замещается пиритом. Д.С. Коржинский указывает, что ортоклаз и анкерит вдаются в квар цевую жилу в виде друзочек со следами разъедания их кварцем. Причем разви тие ортоклаз-анкеритовой зоны и кварцевой жилы происходило несомненно одновременно, т.е. они представляют разные зоны одной метасоматической ко лонки. Таким образом, в процессе гумбеизации кварц не только не растворяет ся, но даже привносится. В другом месте Д.С. Коржинский пишет: «С удалени ем от гранитоидных массивов гумбеизация около кварцевых жил сменяется бе резитизацией. Это показывает, что в данном районе гумбеизация была несколь ко более высокотемпературной, чем березитизация». Изучаемый нами район распространения метасоматитов, в которых присутствует равновесная ассоциа ция калишпата с карбонатом, был выявлен в 1961 году в пределах Центрально Алданского узла мезозойской тектономагматической активизации Алданского щита. В этом районе в 1967 году В.И. Казанским и Б.И. Омельяненко [Казан ский, Омельяненко, 1967] описаны метасоматиты, которые были также отнесе ны авторами к формации гумбеитов и под этим названием вошли в многочис ленные, в том числе продолжающие выходить публикации. Опишем эти мета соматиты, которые мы изучаем с самого их выявления. Алданские метасомати ты слагают многочисленные (уже выявлено более 100 зон), в том числе мощ ные и весьма протяженные (до 30 км) рудоносные зоны, локализованные в пре делах архейских кристаллических пород Эльконского горстового поднятия. Эти зоны метасоматитов характеризуются локализованным в них крупномасштаб ным урановым оруденением, представленным первичным титанатом урана – браннеритом. Золотоносность на Эльконском горсте непосредственно связана с описываемыми многочисленными мезозойскими зонами метасоматитов, вме щающих все основные золотоурановые месторождения Эльконского горста [Бойцов и др., 2006]. Принципиальное отличие гумбеитов, описанных на Урале, и эльконских метасоматитов проявляется по всем признакам, перечисленным нами в начале данных тезисов и необходимых для выделения важнейших само стоятельных типов метасоматитов. Главные из них – различия в химизме про цесса и составе метасоматитов, в частности в поведении при их образовании кварца и, что немаловажно, в их совершенно разной металлогенической спе циализации. При полном замещении вмещающих пород эльконские метасома титы слагаются равновесным весьма тонкозернистым агрегатом золотоносного пирита – мельниковита, карбоната и калишпата. Кварц при их образовании полностью замещается. Поэтому нами еще 1969 году было предложено отнести алданские метасоматиты к новому типу, названному эльконитами [Захаров и др., 1969]. Метасоматиты золото-урановорудных тектонических зон Элькон ского горста образуются по вмещающим архейским породам гранитогнейсово го состава по присутствующим в них прослоям в основном эпидотизированных амфиболитов. Также подвергаются замещению выявляющие древний – проте розойский возраст заложения крупнейших из контролирующих развитие мета соматоза разломов локализованные в них метаморфизованные дайки диорито вого состава и серии швов бластомилонитов, наложенные на все древние обра зования зон. После мезозойского тектонического подновления крупнейших зон древнего заложения,а также образования связанных с ними собственно мезо зойских зон по ним практически на всей территории Эльконского горста пло щадью 40х50 км проявляется описываемый мощнейший золотоносный метасо матический процесс. В ходе этого метасоматического процесса сначала проис ходит замещение темноцветных минералов (биотит, роговая обманка),а также магнетита тонкозернистым агрегатом карбонатов (последовательно – анкери том, доломитом, кальцитом) и скрытокристаллического пирита – мельниковита, содержащего субмикроскопическое золото. По данным анализа, полученных нами мономинеральных концентратов содержание золота в этом пирите состав ляет до 100г/т. Одновременно происходит замещение плагиоклазов и перекри сталлизация калишпата вмещающих пород в тонкий буроватый под микроско пом калишпатовый агрегат. В ходе этого процесса происходило практически полное замещение кварца. Судя по результатам многочисленных силикатных анализов, свидетельствующих о привносе калия, и изучению шлифов в метасо матитах присутствует новообразованный калишпат. Вдоль отдельных просечек и карбонатных микропрожилков калишпат становится прозрачным (адуляр).

Образующиеся золотоносносные метасоматиты-элькониты благодаря присут ствию рассеянного черного мельниковита имеют темный до черного цвет и ха рактеризуются плотным тонкозернистым массивным строением. Соотношение постоянно слагающих элькониты основных минералов изменяется в зависимо сти от состава замещаемых пород: калишпата 40-60 %, карбонатов 25-45 %, пи рита 5-15 %. При этом, кроме золотоносного мельниковита в незначительном количестве присутствуют поздние сульфиды, в основном яркий пирит, и другие образующиеся в последующие стадии мезозойского гидротермального процесса.

Метасоматиты данного состава в боках тектонических зон Эльконского горста развиваются по сериям швов, которые к ядру зон сливаются в более узкие зоны сплошных плотных пирит-карбонат-калишпатовых метасоматитов. Мощности зон шовных метасоматитов в отдельных рудоносных зонах изменяются от не скольких до 50 и более метров, а сплошных метасоматитов от первых до 15-20 м.

Cредние содержания золота составляют в зонах шовного метасоматоза около 1 г/т и в сплошных метасоматитах 1,5 г/т. Как правило, внутри зон сплошных метасоматитов метасоматиты в последующую стадию гидротермального про цесса после тектонического подновления зон в них образуются весьма выдер жанные кулисообразные серии урановорудных браннеритовых швов, форми рующих крупные протяженные тела золотоурановых руд. Кроме браннерито вых швов в зонах эльконитов присутствуют секущие брекчирующие их барито кварцевые прожилки, реже жилы, образуемые в последующие стадии гидро термального процесса. Несмотря на то, что выходы малых, чаще порфировых мезозойских субщелочных интрузий и их магматические очаги присутствуют только в западной части района, описывамые рудоносные зоны метасоматитов протягиваются от этой территории на восток на расстояние до 20 км. При этом указанный состав метасоматитов в них практически не изменяется ни по про стиранию зон, ни на глубину, вскрытую разведочными скважинами до 2 км и сохраняется ниже. Многочисленные силикатные анализы показали, что при образовании эльконитов в ходе мощного щелочно-карбонатного метасомато за происходил существенный вынос SiO2 (10-20 %), а также Na и привнос K (3-7 %), S (3-9 %) и всего Au. О температурах проявления данного метасома тического процесса есть данные изучения газово-жидких включений. По Туга ринову и Наумову (1969) это 225-250 °С и по нашим данным [Дорожкина и др., 2000] 135-220 °С. В связи с вышеописанным выдержанным составом зон элько нитов и устойчивой локализацией внутри них уранового оруденения, их состав в основном определяет общий минералого-химический состав золотоурановых руд этого района. При отсутствии в литературе достаточно чёткого описания эльконитов судить об их присутствии в других регионах пока трудно. Некото рые исследователи до сих пор не отличают элькониты от гумбеитов и при про гнозировании новых ураноносных районов опираются на присутствие в них гумбеитов, что вызывает недоумение. Например, в опубликованной в 2005 году к 60-летию урановой геологии России монографии в статье А.В. Молчанова и др. наличие «гумбеитов» указывается в качестве ведущего признака, с учётом которого в рассматриваемом регионе авторы выделяют 12 потенциальных ура норудных районов. Причем, описание гумбеитов этих районов не приводится.

Так, на основании наличия каких метасоматитов в данной, да и ряде других ра бот делаются прогнозы ураноносности?

Литература 1. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Сб. «Основные проблемы в Учении о магматогенных рудных месторождениях». М. : АН СССР, 1953.

2. Казанский В.И., Омельяненко Б.И. О мезозойских гидротермальных изменениях ар хейских пород в Центрально-Алданском районе // ГРМ, 1967, № 1, c. 57-65.

3. Захаров Е.Е., Новиков В.П., Пилипенко Г.Н. О золотоносности мезозойских метасо матитов в кристаллическом фундаменте Центрально-Алданского района // ГРМ, 1969, т. 11, № 2, c. 85-88.

4. Бойцов В.Е., Пилипенко Г.Н. Золото и уран в мезозойских гидротермальных место рождениях Центрального Алдана (Россия) // ГРМ, 1998, т. 40, № 4, c. 354-369.

5. Молчанов А.В. и др. Перспективы промышленной ураноносности выступов древнего основания Сибирской платформы и её ближайшего обрамления // Сб. «Урановой геологии лет». Материалы по геологии месторождений урана. Инф. cб. вып. 148, 2005, с. 71-88.

МОНАЦИТ-КСЕНОТИМОВАЯ ТЕРМОМЕТРИЯ ВЫСОКОМЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ГРАНУЛИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ ДОКЕМБРИЯ С.М. Пилюгин1, К.А. Савко1, А.Н. Конилов ВГУ, geoscience@yandex.ru;

2ИЭМ РАН г. Черноголовка МО За последние два десятилетия понятие гранулитового метаморфизма было расширено в результате открытия регионов с ультравысокотемпературным (УВТ) / высокобарическим метаморфизмом (ВБ).

В настоящее время это понятие используется для пород, испытавших преобразования при Т 900-1100 °С и Р 10-12 кбар. В большинстве известных случаев продукты УВТ/ВБ метаморфизма представлены главным образом вы сокоглиноземистыми ассоциациями. Значительно меньше данных получено для относительно слабоглиноземистых пород, в которых практически отсутствуют критические высокотемпературные минеральные парагенезисы, и для которых требуются непосредственные Р-Т оценки.

Среди таких гранулитовых комплексов нами были изучены докембрий ские метагабброанортозиты Колвицкого массива (Балтийский щит), железистые формации Воронежского кристаллического массива (ВКМ) и Азовского блока Украинского щита (УЩ).

В породах были зафиксированы реликтовые структуры распада пироксе нов и полевых шпатов;

интегральные составы первичных минералов определе ны при специальной съемке – растровой и локальной [1, 2]. С использованием полученных составов и экспериментальных данных [3, 4] для этих минералов были определены УВТ ( 920 °С) / ВБ (10-12 кбар) условия кристаллизации, от вечающие пиковому метаморфизму.

Изученные породные ассоциации, как правило, содержат минералы акцессории, (цирконы, монациты, ксенотимы) позволяющие при отсутствии ка ких-либо других минеральных сенсоров определить температуру, а также в не которых случаях и возраст метаморфических процессов [5]. Так, например, ме тапелитовые гранулиты ВКМ содержат большое количество монацитов и их срастаний с ксенотимами, характеризующихся повышенными содержаниями Th, U, Pb [6]. Нами была предпринята попытка определения температуры мета морфизма по химическим составам монацит-ксенотимовых срастаний.

Породообразующие минералы, а также минералы-акцессории были про анализированы на энергодисперсионной приставке INCA 250 (20 кВ, 1нА, ло кальность – 5 мкм, t набора – 70 с.) [ВГУ, ИЭМ РАН].

При анализе монацит-ксенотимовых срастаний применялась методика покрытия зерен сетью равноудаленных точек на расстоянии не более 5 мкм друг от друга.

Монациты из срастаний (рис. 1) характеризуются высокими содержания ми иттрия и гадолиния: 8,03 и 4,00 мас.% соответственно;

контактирующие с ними ксенотимы содержат около 3,57 мас.% Gd и 2,7 мас.% Сe.

Рис. 1. Срастание монацита (Mnz) с ксенотимом (Xen) в гранате из метапелитовых гранулитов ВКМ (скважина 3554, глубина 167,5 м.) Оценка температур кристаллизации срастаний проводилась с помощью экс периментального монацит-хаттонитового геотермометра Гратца-Хайнриха [7].

Причем, подобные вычисления для природных срастаний, образовавшихся в условиях УВТ/ВД, проводились впервые.

Полученные температуры кристаллизации монацит-ксенотимовых сра станий 1070±30 °С (коэффициент распределения гадолиния DGd = XGd мона цит/XGd ксенотим 1) отражают пиковые условия метаморфизма гранулито вых комплексов и служат дополнительным доказательством наличия УВТ/ВД в докембрии в пределах Сарматского и Фенноскандинавского нуклеара.

Очевидно, что подобный подход к определению температуры, может быть, применим к широкому разнообразию кристаллических пород, в которых фиксируются монацит-ксенотимовые срастания.

Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 04-05 64585, 04-05-65109, 07-05-00292, 07-05-00891, 06-05-64088.

Литература 1. Fonarev V.I. et al. // J. metamorphic Geol. 2006. V. 24. P. 135-151.

2. Пилюгин С.М., Фонарев В.И., Савко К.А. // ДАН. Т. 424. № 5. С. 660-663.

3. Fuhrman M.L. and Lindsley, D.H. //Am. Mineralogist. 1988. V. 73. P. 201-215.

4. Lindsley D.H. // Am. Mineralogist. 1983. V. 68. P. 477-493.

5. Савко К.А. и др. // Вестник ВГУ серия Геологическая. В печати.

6. Пилюгин С.М., Муханова А.А. // Тезисы доклада. VI Всероссийская конференция по рентгеноспектральному анализу. Краснодар, 2008. с. 171.

7. Gratz R. and Heinrich W. // Eur. J. Mineral. 1998. V. 10. P. 579-588.

ОЦЕНКА P-T УСЛОВИЙ УСТОЙЧИВОСТИ САПФИРИН-КВАРЦЕВЫХ АССОЦИАЦИЙ Подлесский К.К.

ИГЕМ РАН, Москва, kkp@igem. ru Ассоциация сапфирина в с кварцем считается связанной исключительно с наиболее высокотемпературными условиями корового метаморфизма или так называемого “сверхвысокотемпературного метаморфизма” [Harley, 1998]. Хотя экспериментальные данные, полученные для реакций с участием сапфирина, охватывают достаточно широкий P-T интервал, его термодинамические свойст ва все еще плохо охарактеризованы и количественная интерпретация сапфирин содержащих ассоциаций остается неоднозначной. Обратимые эксперименты проведены только в модельной системе MgO-Al2O3-SiO2, но даже для этой про стой системы внутренне согласованные базы термодинамических данных пред полагают существенно различающиеся фазовые отношения [Podlesskii et al., 2008]. Экспериментальные исследования в более сложных системах ограничи ваются только опытами по синтезу и кристаллизации и поэтому не могут слу жить надежным основанием для термодинамического моделирования. Несмот ря на это в литературе широко распростанилось мнение, что парагенезис сап фирина с кварцем может быть устойчив лишь при температуре выше 900 °C [Kelsey et al., 2004;

Harley, 2008]. Петрогенетические построения на основе на ших последних данных (Podlesskii et al., 2008) указывают на возможность рас ширения поля устойчивости этой ассоциации в область существенно более низ кой температуры. Оценки температуры метаморфизма гранулитов, из Чогар ского и Шарыжалгайского комплексов, которые содержат парагенезис сапфи рина с кварцем (Подлесский, Курдюков, 1992), с помощью традиционных гео термометров и недавно разработанного термометра, основанного на содержа нии титана в кварце (Wark & Watson, 2006), подтверждают этот вывод. При хо рошем согласовании оценок получено 880 ± 50 °C для Чогарского комплекса и 700 ± 50 °C для Шарыжалгая.

Исследование выполнено при финансовой поддержке, выделенной РФФИ на работу по проекту №09-05-00193.

Литература:

1. Подлесский К.К., Курдюков Е.Б. (1992) Сапфирин в ассоциации с кварцем в Чогар ском и Шарыжалгайском комплексах (Восточная Сибирь). Известия Академии наук СССР, серия геологическая, №5, 62-67.

2. Harley S.L. (1998) On the occurence and characterization of ultrahigh-temperature crustal metamorphism. In: Treloar,P.J. & O'Brien,P.J. (eds.) What Drives Metamorphism and Metamorphic Reactions, Geological Society of London Special Publication, 138, 81-107.

3. Harley S.L. (2008) Refining the P-T records of UHT crustal metamorphism. Journal of Metamorphic Geology, 26, 125-154.

4. Kelsey D.E., White R.W., Holland T.J.B., & Powell R. (2004) Calculated phase equilibria in K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O for sapphirine-quartz-bearing mineral assemblages. Journal of Metamorphic Geology, 22, 559-578.

5. Podlesskii K.K., Aranovich L.Y., Gerya T.V. & Kosyakova N.A. (2008) Sapphirine-bearing assemblages in the system MgO-Al2O3-SiO2: a continuing ambiguity. European Journal of Miner alogy, 20, 721-734.

ОЦЕНКИ ПАРАМЕТРОВ ДИАПИРИЗМА ГРАНИТНОЙ МАГМЫ В ЗЕМНОЙ КОРЕ (СКОРОСТЬ И УРОВЕНЬ ПОДЪЕМА, РЕОЛОГИЯ И ТЕМПЕРАТУРА) О.П. Полянский1, С.Н. Коробейников2,3 А.В. Бабичев1, В.В. Ревердатто1, В.Г. Свердлова 1ИГМ СО РАН, Новосибирск, pol@uiggm.nsc.ru;

2ИГиЛ СО РАН, Новосибирск, korob@hydro.nsc.ru;

3НГУ, Новосибирск Перенос вещества в земной коре в макромасштабе происходит либо пу тем интрузий/излияний магмы, либо путем диапиризма. В первом случае при чиной является избыточное давление в магматической камере, во втором – гра витационная неустойчивость системы “магма – вмещающая порода”. Диапи ризм гранитной магмы, по-видимому, был широко распространен от архея до неопротерозоя. Подъем магмы путем диапиризма идет на глубинах, где воз можны пластические течения, однако физические свойства коры на этих уров нях при низкой температуре не соответствуют реологии вязкой ньютоновой жидкости, как это часто используется для моделирования мантийных процес сов. В настоящей работе предлагается новый подход, описывающий процессы частичного плавления и развития гравитационной неустойчивости в утолщен ной коре с увеличенной мощностью гранитного слоя. Решаются уравнения ме ханического равновесия в «слабой» форме (уравнение принципа возможных скоростей перемещений) [Коробейников, Ревердатто и др., 2006] и уравнение теплопроводности с переменными коэффициентами и учетом фазового перехо да при плавлении. Классическая постановка задачи Стефана заменяется учетом повышенной теплоемкости при фазовом переходе. Уравнения квазистатическо го деформирования, решались численно в рамках приближения задачи о пло ской деформации. Для дискретизации уравнений механики деформируемого твердого тела (МДТТ) использовался метод конечных элементов, который при менялся нами ранее для математического моделирования надвигов и субдук ции, приводящих к большим деформациям [Коробейников, Ревердатто и др., 2006]. Для численного моделирования использовался пакет программ MSC.Marc [Marc user’s manual, 2005], в котором предусмотрен учет всех типов нелинейности уравнений МДТТ. Граничные условия выбирались следующими:

верхняя граница – свободная поверхность с постоянной температурой Т=0 °С;

боковые границы изолированы для передачи тепла и неподвижны в отношении механического движения в горизонтальном направлении;

нижняя граница фик сирована в вертикальном направлении и допускает свободное скольжение вдоль нее. Начальные условия принимались такими: отсутствие начальных пе ремещений, литостатическое распределение напряжений, температура соответ ствовала геотермическому градиенту 18 °С/км при экспоненциальном распреде лении по глубине коры радиоактивных элементов. В середине нижней коры за дается блок размером 8х20 км, состоящий из базитового расплава при начальной температуре 1200 °С. На остальной части нижней границы принималась посто янная температура 550 °С или постоянный мантийный тепловой поток 0.03 Вт/м2.

Предполагается, что слой базитовых интрузий внедряется в основании нижней коры в течение 2 млн лет [Annen, Sparks, 2002], что обусловило прогрев и час тичное плавление вышележащей гранитной коры. Экспериментальные данные говорят о том, что, начиная с некоторых глубин и температур, материал коры подчиняется законам пластической деформации. Поэтому была выбрана упруго пластическая модель материала среды, в которой пластичность описывалась урав нением Хубера-Мизеса f y ( sij ) 3J 2 ( skl ) y, где y – предел текучести (МПа);

J 2 – второй инвариант тензора–девиатора на пряжений 1 sij sij, sij ij ij kk, J 2 где ij – компоненты симметричного тензора напряжений Коши [Коробейни ков, Ревердатто и др., 2006]. Реология частично-расплавленного материала, как и вмещающей породы, предполагалась температурно-зависимой, подчи няющейся закону идеальной пластичности с пределом текучести, увеличи вающимся от 0 =1 МПа в расплаве до 10 МПа в окружающей среде [Gerya, Burg, 2007]. Температурная зависимость предела текучести по аналогии с вязко стью принималась в форме закона Аррениуса y = 0 + A exp(-E/RT), где A и E – эмпирические константы. Модель строилась для описания процесса плавления и вызванного им всплывания легкого вещества в результате андерплейтинга ба зитовой магмы в основании континентальной коры. Цель моделирования со стояла в нахождении параметров процесса плавления и диапиризма в нижней коре, определении структуры течения всплывающей гранитной магмы и пред сказании возможной формы гранито-гнейсовых диапировых тел. Результаты моделирования представлены на рис. 1 в виде картин температурного поля промежуточных состояний всплывающего расплава для модели с постоянным (рис. а-в) и температурно-зависимым (рис. г-е) пределом пластичности.

Численные эксперименты позволяют сделать следующие основные выводы.

1. Для того чтобы в гравитационном поле началось всплывание, должен сфор мироваться критический объем частично-расплавленного вещества. По модель ным оценкам высота области плавления в гранитной коре должна быть не ме нее 6-7 км. 2. Независимо от размера теплового источника (фиксированной или переменной ширины) во всех моделях наблюдалась грибовидная форма всплы вающего тела: формируется канал высокотемпературной магмы (магмопровод ник) и головное тело диапира. 3. Высота всплывания диапира зависит от реоло гических свойств окружающей коры: увеличение предела текучести на порядок (от 1 до 10 МПа) при снижении температуры ограничивает возможный уровень подъема до глубины 15-16 км. 4. Над осевой частью диапира в рельефе дневной поверхности формируется поднятие высотой около 750 м.

Рис. 1. Результаты моделирования всплывания диапира а) – в) – Модель в предположении неизменности предела текучести материала коры. Приве дены картины поля температуры в теле всплывающего диапира (цветовая шкала слева) и вне его (в изолиниях), от начала всплывания (а) до конечного момента времени 2.162 млн лет (в).

г) – е) – Результаты моделирования всплывания диапира при температурно-зависимом преде ле текучести. Приведены картины поля температуры в теле всплывающего диапира (цвето вая шкала слева) и вне его (в изолиниях) для этапа начала всплывания (7.36 млн лет) (г) и финальной формы остывшего диапира (7.95 млн. лет) (е). Показана средняя часть модельной области;

масштаб на рис. 1 а) Геологическим примером разработанной модели может являться Тейский гранито-гнейсовый купол, расположенный в заангарской части Енисейского кряжа [Ножкин, Туркина и др., 1999]. Купольная структура площадью 1500 км является самым верхним элементом структурно и орографически приподнятого сиалического блока в пределах центральной зоны Енисейского кряжа. Ядерная часть купола образована гнейсами, гранито-гнейсами, порфиробластическими гнейсо-гранитами, а также интрузивными магматическими гранитами, средняя плотность которых составляет 2600 кг/м3. Вмещающие породы – метаморфиче ские толщи тейской и сухопитской серии протерозойского возраста, состоящие из высокоглиноземистых гранат-ставролит-биотитовых кристаллических слан цев (плотностью 2960 кг/м3) и ортоамфиболитов (2920 кг/м3). Геохронологиче ские исследования U-Pb методом по цирконам, отобранным во внешней пери ферийной зоне, показали возраст одного из этапов формирования Тейского гра нито-гнейсового купола – 866 ± 16 млн лет [Ножкин, Туркина и др., 1999]. Дли тельность процесса всплывания, охлаждения и кристаллизации диапировых тел по модельным расчетам составляет не более 7-8 млн лет, что меньше точности геохронологических определений. Таким образом, модельные расчеты позво ляют интерпретировать полученные геохронологические датировки как возраст подъема и кристаллизации «на месте» всплывшего диапира.

Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ №08-05-00166;

08-05 00208, 09-08-00684, и междисциплинарных интеграционных проектов СО РАН № 2 и № 44.

Литература 1. Коробейников С.Н., Ревердатто В.В., Полянский О.П., Свердлова В.Г., Бабичев А.В.

Оценка эффекта геометрической нелинейности при математическом моделировании текто нических процессов // Выч. методы и программирование, 2006, т. 7, № 2, с. 278-293.

2. Marc user’s manual. Vol. A: Theory and Users information. Santa-Ana, MSC Software Corp. 2005. 890 p.

3. Annen C., Sparks R.S.J. Effects of repetitive emplacement of basaltic intrusions on thermal evolution and melt generation in the crust // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 203. P. 937-955.

4. Gerya T.V., Burg J.-P. Intrusion of ultramafic magmatic bodies into the continental crust:

numerical solution // Phys. Earth Planet. Interiors. 2007. V. 160. P. 124-142.

5. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бибикова Е.В., Терлеев А.А., Хоментовский В.В. Рифей ские гранитогнейсовые купола Енисейского кряжа: геологическое строение и U-Pb изотоп ный возраст // Геология и геофизика. 1999. Т. 40. № 9, с. 1305-1313.


ТЕРМОДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФРАКЦИОНИРОВАНИЯ AU И AG В СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ФЛЮИДНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ В.Ю. Прокофьев1, Н.Н. Акинфиев1, А.Н. Краснов ИГЕМ РАН, Москва, vpr@igem.ru;

2ФГУП ЦНИГРИ, Москва, kras2003@rambler.ru Золоторудное месторождение Талатуй принадлежит к золото-порфировому типу [Прокофьев и др., 2007] и расположено в корневой части порфирово эпитермальной рудообразующей системы [Прокофьев и др., 2008]. Месторож дение находится в Читинской области в пределах Дарасунского рудного поля.

Руды локализованы в гидротермально-измененных магматических породах ос новного и среднего состава палеозойского возраста. Вмещающие породы инъе цированы дайками диоритовых порфиритов, гранит-порфиров, гранодиорит порфиров и кварцевых порфиров мезозойского возраста, с которыми и связы вают оруденение. Рудные тела представлены зонами прожилково-вкрапленной сульфидной минерализации с турмалином и магнетитом. Au в рудах концен трируется в основном в сульфидах. Помимо Au, полезными компонентами руд являются Cu, W, Ag и Bi. Выявлена разновременность кристаллизации минера лов Au и Ag в рудах месторождения: самородное Au отлагалось вначале рудно го процесса, а минералы Ag – в конце.

Изучение индивидуальных флюидных включений позволило оценить основ ные параметры рудоотложения: температуру (610-145С), давление (1040-110 бар) и суммарную минерализацию рудообразующего флюида (56.3-0.4 мас. %-экв.

NaCl). Поздние ассоциации с серебром кристаллизовались при температурах 250-120 °С из растворов небольшой концентрации. Установлено гетерогенное состояние флюида (кипение) на ранних стадиях рудоотложения. Химический и изотопный составы флюида свидетельствуют о его магматической природе и участии на поздних стадиях метеорных вод.

Термодинамическая модель основана на расчете равновесий в 16-ти ком понентной системе Na–K–Ca–Mg–Al–Fe–Cu–Ag–Au–B–Si–C–S–Cl–O–H. Ми неральный состав системы соответствовал равновесию с габбро. Фугитивность S и O задавалась пирит-пирротин-магнетитовым (Py–Po–Mag) буфером. Расче ты проводились с помощью модифицированной версии программы «BALANCE». Коэффициенты активности компонентов раствора рассчитывались по уравнению Дебая–Хюккеля во втором приближении.

Солевой фон исходного флюида задавался концентрациями NaCl и KCl:

mNaCl = 5 моль·кг–1, mKCl = 2 моль·кг–1. Концентрации растворенных газов в рас четах равны: mCO2 = 1 моль·кг–1 и mCH4 = 0.02 моль·кг–1. Бор вводился в систему в виде борной кислоты [B(OH)3] в концентрациях от 0.1 до 5 моль·кг–1. Задача моделирования – установление предельных концентраций рудных элементов в модельном флюиде в различных физико-химических обстановках, соответст вующих рудообразующему процессу. С этой целью были заданы избыточные начальные количества Au, Ag и Cu, чтобы модельный раствор был насыщен от носительно этих элементов в каждой расчетной PTX-точке. Моделировалось главным образом совместное поведение Au, Ag и Cu в рудообразующей системе.

PT-параметры системы, задаваемые в расчетах, имели целью прояснить влияние различных факторов на транспортные свойства рудных элементов.

В соответствии с комплексом данных в работе был принят следующий сцена рий эволюции рудного флюида. Первоначально горячий (T = 500 C) и плот ный ( = 1.077 г·см–3, P = 2270 бар) флюид остывал, оставаясь закрытой систе мой. При этом падение температуры и давления, вследствие постоянной плот ности флюида, протекало вдоль выбранной изохоры = 1.077 г·см–3. При 450 С достигалась точка двухфазного равновесия (P = 523 бар), и дальнейшее снижение температуры происходило вдоль кривой кипения. PT-параметры флюида рассчи тывались по уравнениям состояния [Anderko, Pitzer, 1993;

Duan et al., 1995].

Дополнительно исследовались эффекты, сопровождающие выкипание флюида при постоянной температуре (T = 380 C). Первоначально для исходно го флюида, находящегося на кривой двухфазного равновесия, рассчитывались парциальные давления P всех летучих компонентов флюида (H2O, CO2, CH4, H2S, B(OH)3) в предположении идеального поведения газов. Затем количество H2O во флюиде уменьшалось на некоторую величину, уменьшая при этом со держание летучих пропорционально отношению их давлений и суммы парци альных давлений всех летучих. Внеся соответствующие изменения в состав флюида, проводили расчет равновесия в системе после "первой стадии" выки пания. Полученные оценки равновесных парциальных давлений летучих затем использовали при моделировании выкипания следующей порции растворителя.

Полученная в расчетах равновесная минеральная ассоциация (кварц– анортит–эпидот–калиевый полевой шпат–флогопит–тремолит–альбит) совпада ет с наблюдающейся в рудах и остается практически неизменной при всех тем пературах. Лишь при T 430 С анортит становится неустойчивым, замещаясь эпидотом. Летучести O2 и H2S в системе контролируются Py–Po–Mag-буфером и меняются (в логарифмической шкале) от –21.1 при 450 С до –27.8 при 380 C для кислорода, и от 0.8 при 450 С до –0.35 при 380 C для H2S. При высоких на чальных количествах борной кислоты ( 0.4 молькг–1) в системе устойчив дра вит, шерл же далек от насыщения. Величины pH флюида сначала растут, а за тем несколько уменьшаются при снижении температуры: от 4.67 при 450 С до 5.66 при 420 C и затем до 5.28 при 380 С, при этом флюид остается слабо кис лым, а сдвиг его pH относительно точки нейтральности почти не изменяется и составляет порядка 0.5 единицы. Растворимости рудных элементов Au, Ag и Cu контролируются присутствием самородного золота (Aucr)., акантита (Ag2S) и халькопирита (CuFeS2).

Установлено, что при монотонном снижении концентрации Au при осты вании растворимость Ag достигает максимума в области, соответствующей движению вдоль кривой насыщенного пара водно-солевого флюида. Кривая для Cu занимает промежуточное положение с небольшим возрастанием раство римости при 420-440 C. Причина подобного поведения рудных элементов оп ределяется в основном формами их нахождения в растворе. Для поведения Au в области T 450 С “главной” реакцией является Aucr. + 3.5H2S + 0.5Mag Au(HS)2– + H+ + 1.5Po + 2H2O, (1) так что синхронное с температурой снижение концентрации H2S, определяю щееся Py–Po–Mag-буфером, вызывает симбатное падение концентрации ком плекса Au(HS)2–. Для Ag основной формой является AgCl2–, а реакцию раство рения можно представить как:

Ag2S + 2H+ + 4Cl– 2AgCl2– + H2S. (2) В этом случае снижение концентрации H2S сдвигает равновесие реакции вправо, увеличивая растворимость Ag. Кроме того, снижение температуры точ ки вдоль кривой насыщенного пара при T 450 С сопровождается увеличением диссоциации NaCl и KCl. Последнее обстоятельство приводит к увеличению свободного Cl–, также сдвигая реакцию (2) в сторону продуктов. Аналогично для Cu реакция растворения имеет вид:

CuFeS2 + 2Cl– CuCl2– + Py, (3) – так что упомянутое выше увеличение моляльности Cl в растворе также спо собствует некоторому увеличению растворимости Cu во флюиде. Подобная разница в поведении Au и Ag может быть причиной отложения высокопробно го Au в интервале 460-420 C. Заметим, что предельные концентрации Ag и Cu на три порядка выше концентрации Au.

Преобладающие формы нахождения Au в растворе при разных темпера турах различны. Если при 450 С бльшая часть Au находится в виде гидро сульфидного комплекса, то при 500 С на его долю приходится лишь 25 % Au, а остальные 75 % переносятся в виде хлоридных комплексов.

При моделировании изотермического кипения флюида установлено, что выкипание приводит к незначительному увеличению растворимости всех рудных элементов. Причина в том, что в рамках использованной нами модели удаление таких летучих, как CO2, B(OH)3 и CH4, практически не влияет на равновесные рас творимости Au, Ag и Cu. Концентрации же лигандов меняются очень слабо: кон центрация HS– поддерживается практически постоянной из-за Py–Po–Mag-буфера, а моляльность Cl–-иона несколько возрастает из-за уменьшения количества растворителя. Это и является причиной увеличения растворимости рудных элементов. При этом эффект увеличения проявляется сильнее для Ag и Cu, по скольку “ведущими” реакциями растворения для них являются реакции (2) и (3) с участием хлоридных комплексов металлов.

Для оценки эффекта разбавления рудообразующего флюида слабомине рализованными водами была рассчитана растворимость рудных элементов в за висимости от количества добавленного растворителя (H2O), при постоянных температуре (380 °C) и давлении (271 бар). Степень разбавления раствора ха рактеризовали отношением количества вновь поступившей в систему воды nH2O к количеству H2O в исходном флюиде:

nH2O: nH2O / nH2O.

Установлено, что поступление слабоминерализованных вод снижает рас творимость каждого из элементов. Однако, если для Au это уменьшение незна чительно, то для Ag и Cu растворимость снижается более чем на порядок при 5. Такое различие в поведении элементов определяется формами их нахож дения в растворе. Для Ag и Cu – это хлоридные комплексы, так что разбавление флюида, уменьшая концентрацию лиганда Cl–, сдвигает равновесие реакций растворения (2) и (3) влево. Для Au при 380 С вклад хлоридного комплекса в общее содержание Au не превышает 13 %, а концентрация HS–, задающая пре валирующие формы [AuHS] и [Au(HS)2–], остается практически неизменной благодаря наличию Py–Po–Mag-буфера. Подобные эффекты могут быть причи ной дифференциации рудных элементов в рудообразующей системе при эво люции гидротермального флюида.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (проекты № 09-05-12037 офи_м и 09-05-00697-а).

Литература 1. Прокофьев В. Ю., Зорина Л. Д., Коваленкер В. А. и др. Состав, условия формирования руд и генезис месторождения золота Талатуй (Восточное Забайкалье, Россия) // Геология руд ных месторождений. 2007. Т. 49. № 1. С. 37-76.

2. Прокофьев В.Ю., Бортников Н.С., Коваленкер В.А. и др. Флюидный режим Дарасун ской рудообразующей системы на разных уровнях глубинности // Материалы XIII Междуна родной конференции по термобарогеохимии и IV симпозиума APIFIS. М. : ИГЕМ РАН, 2008.


Т. 2. С. 108-112.

3. Anderko A., Pitzer K.S. Equation-of-state representation of phase equilibria and volumetric properties of the system NaCl–H2O above 573 K // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1993. V. 57.

P. 1687-1680.

4. Duan Z., Mller N., Weare J.H. Equation of state for the NaCl–H2O–CO2 system: Prediction of phase equilibria and volumetric properties. // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1995. V. 59. P.

2869-2882.

ЗОНАЛЬНОСТЬ СОСУЩЕСТВУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ ЩЕЛОЧНО-УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД КАРБОНАТИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ Расс И.Т.

ИГЕМ РАН, Москва, rass@igem.ru Зональность минералов рассматривается как отражение смены последова тельных равновесий между поверхностным слоем твердых фаз и жидкой фазой, будь то расплав или раствор. Исследование зональности сосуществующих мине ралов позволяет выявить связи между зональностью минералов и физико химическими условиями и кинетическими характеристиками их генезиса для магматических и метасоматических пород. На основании различия выявленных тенденций изменения состава породообразующих минералов от центра к пери ферии кристаллов предложен генетический критерий для различения магматиче ских и метасоматических пород сходного минерального и химического состава, который для щелочно-ультраосновных пород часто оказывается единственным, а в случае метасоматического генезиса, по-видимому, однозначным.

В частности, исследована зональность около 150 пироксенов из 7 масси вов Маймеча-Котуйской провинции (СЗ Сибирской платформы) и массивов Ковдор и Турий мыс Карело-кольской провинции. Выявлены 3 тренда зональ ности, из них 2 характеризуют пироксены магматических пород двух диффе ренцированных серий – мелилитсодержащих и безмелилитовых, и один харак терен для пироксенов метасоматитов, образованных при процессах ийолитиза ции и сиенитизации ранее образованных пород.

В тех случаях, когда апатитовое, флогопитовое или редкометальное ору денение локализовано в метасоматитах, предложенный генетический критерий является также критерием локализации оруденения, в частности, апатитового – в массиве Маган, флогопитового – в массивах Ковдор, Гули, Одихинча, или редкометального в массиве Ковдор и некоторых других.

Зональное распределение компонентов в кристалле описывается двумя ти пами моделей: фракционным и диффузионным. Фракционный тип, соответст вующий модели Релея, характеризуется отсутствием диффузии в твердой фазе, мгновенной диффузией в жидкой фазе и постоянным коэффициентом распределе ния. При коэффициенте распределения большем единицы относительная концен трация компонента уменьшается к периферии кристалла;

при коэффициенте рас пределения меньшем единицы – возрастает. Диффузионные модели предполагают наличие заметной диффузии в кристалле и/или диффузии в жидкости, скорость которой сравнима со скоростью роста кристалла и установления равновесия меж ду поверхностным слоем твердых фаз и жидкой фазой, будь то расплав или рас твор. Коэффициент распределения изменяется в зависимости от изменения соста ва жидкости, и распределение компонента от центра к периферии кристалла полу чается обратным тому, который ожидается при соответствии модели Релея. И тот, и другой тип кинетических моделей совместим с равновесными моделями распре деления вещества, описываемыми, в частности, основными уравнениями ин фильтрационного и диффузионного метасоматоза Д.С. Коржинского (1982), осно ванными на законах Эршлера и Фика. Совмещение равновесной модели распре деления вещества между твердой и жидкой фазами с кинетической даст смену равновесных состояний во времени (роста кристалла).

Зональность минералов магматических пород в большинстве случаев воз никает при росте минерала из расплава при понижении температуры, при процес се фракционной кристаллизации. В этом случае наблюдается прямая зональность минералов от центра к периферии кристаллов, и тенденции изменения химическо го состава минерала в процессе роста кристалла можно предсказать исходя из анализа соответствующих диаграмм плавкости. В случае, когда изменение коли чества компонента не вызывает изменения фазового и/или химического состава породы, изменение его относительных концентраций от центра к периферии кри сталла при фракционной кристаллизации может подчиняться закону Рэлея, при условии постоянства коэффициента распределения. Согласно этой модели, фрак ционная кристаллизация в закрытой системе при относительно постоянных ком бинированных коэффициентах распределения компонентов описывается выраже нием CL = C0(ML/M)k-1, где C0 – начальная концентрация (в том числе и в центре кристалла), CL – концентрация в жидкой фазе, k – комбинированный коэффициент распределения, (ML/M) – стадия фракционирования (в том числе и стадия роста кристалла), выраженная отношением масс жидкой фазы и всей системы (при кри сталлизации минералов-концентраторов каких-либо редких элементов – не всей системы в целом, а лишь некоего ограниченного объема).

Микрофракционирование компонентов в составе минералов (их зональность) в той или иной мере моделирует процесс макрофракционирования компонентов.

Так, совпадение и/или наследование трендов зональности в одноименных минера лах последовательных магматических пород свидетельствует о принадлежности их к единому ряду дифференциатов, и, соответственно, можно различать комагмати ческие серии пород, принадлежащие различным котектикам, и при возможности применения модели Рэлея, определенные по зональности минералов коэффициенты распределения характеризуют интенсивность процесса фракционирования.

Исследование зональности сосуществующих пироксенов, магнетитов, пе ровскитов, апатитов подтвердило ранее предложенную модель [Кравченко, Расс, 1985], предусматривающую существование в пределах единых кольцевых массивов двух дифференцированных серий – дериватов двух мантийных ще лочно-ультраосновных магм, различных по составу и условиям выплавления.

Зональное распределение REE, Sr, Nb, Ti, Mn в акцессорных минералах позво лило выявить особенности фракционирования редких элементов при их диффе ренциации в земной коре [Rass, 2008]. Например, определенные по зональности перовскитов коэффициенты распределения Fe и Nb при сравнении их с экспе риментально определенными [Bellis, Canil, 2007] свидетельствуют о том, что дифференциация более кальциевой исходной магмы, родоначальной для мели литсодержащих пород, происходила при более высоких величинах фугитивно сти кислорода, чем дифференциация магмы, близкой по составу меймечиту, ро доначальной для пород нефелинитовой серии.

5. 7.

6. 8.

а б 9. 10.

Рис. Изменение относительных концентраций компонента i от центра к периферии кристалла при различных коэффициентах распределения:

а – при диффузионном метасоматозе, рассчитано по уравнению i(X,r)=Ki*Ci(X,t)*(1-F(t))Ki-1, б – при кристаллизации из расплава, рассчитано по уравнению Рэлея.

Для метасоматических пород распределение компонентов между рас твором и кристаллическими новообразованными фазами определяется тремя главными механизмами – инфильтрацией и диффузией раствора и взаимодей ствием жидкой и твердой фаз в процессе роста последней. Изменение составов сосуществующих минералов от начала кристаллизации (центра кристалла) до конца (периферия кристалла) – собственно зональность минералов – отражает последовательный набор (во времени) равновесий «поверхностный слой твер дых фаз – раствор», и, соответственно, зональность минералов является следст вием изменения параметров раствора во времени, которые меняются быстрее, чем происходит диффузия компонентов в твердой фазе, но, в отличие от кри сталлизации из расплава, изменение некоторых параметров раствора, обу словливающих метасоматические реакции, может происходить быстрее, чем изменение температуры, и, соответственно, метасоматические процессы могут происходить при практически постоянной температуре. Изменение состава минерала в процессе роста кристалла представляет собой сложную зависимость i(r) = f(t,X,Ki), где i – концентрация компонента i в твердой фазе, r – расстояние от центра до периферии кристалла, t – время, X – расстояние по метасоматиче ской колонке, Ki – коэффициент распределения компонента i между фазами и, в частности, между твердой и жидкой фазой Ki = i/Ci, Ki зависит в свою оче редь от температуры, давления, pH, Eh и прочих термодинамических парамет ров, а также от коэффициентов распределения других компонентов. Зависи мость эта еще осложняется сопряженными процессами растворения минералов замещаемой породы, которые вообще достаточно сложно учесть. Интегральное сопоставление трендов состава сосуществующих минералов последовательных зон метасоматических колонок свидетельствует об одновременности образова ния всех метасоматических зон и об относительных временных интервалах рос та кристаллов [Расс, 1981].

При анализе зависимости распределения компонента по зонам кристалла (микрораспределения) от распределения компонента в пространстве по зонам метасоматической колонки (макрораспределения) нами совместно с О.С. Крав ченко и В.Л. Русиновым установлено, что при некоторых значениях коэффици ентов распределения, меньших единицы, возникает инверсионная зональность, в результате совмещения механизмов возникновения зональности, описывае мых уравнениями кинетической фракционной модели и равновесной диффузи онной или инфильтрационной (рисунок).

Литература 1. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М. : Наука, 1982, 104 с.

2. Кравченко С.М., Расс И.Т. Щелочно-ультраосновная формация – парагенезис двух комагматических серий // Докл. АН СССР, 1985, т. 283, № 4, c. 973-978.

3. Расс И.Т. Зональность сосуществующих минералов метасоматитов и время образова ния метасоматических зон // Докл. АН СССР, 1981, т. 259, № 6, c. 1449-1453.

4. Bellis A., Canil D. Ferric iron in CaTiO3 perovskite as an oxygen barometer for kimberlitic magmas I: Experimental calibration // J. Petrol., 2007, vol. 48, N. 2, p. 219-230.

5. Rass Irene T. Melilite-bearing and melilite-free rock series in carbonatite complexes: de rivatives from separate primary melts // Canadian Mineralogist, 2008, vol. 46, no. 4, p. 951-969.

РАЗВИТИЕ ИДЕИ Д.С. КОРЖИНСКОГО О ЛОКАЛЬНОМ РАВНОВЕСИИ МИНЕРАЛОВ ПРИ МЕТАМОРФИЗМЕ В.В. Ревердатто ИГМ СО РАН, Новосибирск, rever@igm.nsc.ru В 1950 г. Дмитрий Сергеевич Коржинский впервые высказал идею о том, что метаморфизуемая толща пород, термодинамически неравновесная в целом, может быть равновесна в отдельном участке. Он отметил, что если процессы изменения температуры, давления, движения компонентов в растворе и других факторов состояния системы протекают медленнее, чем установление мине рального равновесия, то в пределах «локальных» участков должны установить ся равновесные соотношения [Коржинский, 1950]. Позже эти представления были распространены на каждый элементарный участок породы, равновесный с поровым раствором, т.е. было сформулировано понятие о «мозаичном равнове сии». Концепция о локальном равновесии Д.С.Коржинского является выдаю щимся вкладом в кинетику метаморфизма. В течение прошедшего времени она использовалась в моделях, направленных для определения масштабов массопе реноса и скоростей реакций. Основными объектами исследований были реак ционные структуры типа «коронитов» и минеральные превращения в матриксе пород. Разработанная Д.С. Коржинским в 1952-1982 гг. модель диффузионной метасоматической зональности стала краеугольным камнем в объяснении обра зования коронитов.

В 1969 г. Д. Кармайкл обратил внимание на то, что минеральные превра щения на изоградах могут быть описаны как метаморфические реакции, сба лансированные по количеству участвующего вещества, за исключением лету чих компонентов, и близкие к положению термодинамического равновесия. Ре акционный механизм понимался как сочетание локальных минеральных пре вращений, осуществляющихся одновременно, но разделенных в пространстве.

Локальные системы обменивались компонентами путем диффузии, что опреде ляло объем суммарной реакции. Общая метаморфическая реакция рассматрива лась как сумма локальных катион-обменных метасоматических реакций. Фак тически, локальные системы «закрыты» по отдельным компонентам (в метапе литах, главным образом, – по алюминию), а суммарная реакция «закрыта» по всем компонентам, за исключением Н2О, что делает метаморфизм изохимиче ским для породы в целом [Carmichael, 1969].

В 1973-1978 гг. Д. Фишер на основе термодинамики неравновесных про цессов разработал изотермическо-изобарическую модель метаморфических ре акций, контролируемых диффузией [Fisher, 1978]. Существенный вклад в эту модель, с акцентом на зональные структуры типа коронитов, сделал Р. Джостен [Joesten, 1977]. Учитывая большую роль этих ученых в изучении кинетики ме таморфизма, современная концепция метаморфогенного минералообразования может быть названа моделью Коржинского – Фишера –Джостена. Эта модель основана на допущении о локальном термодинамическом равновесии, что по зволяет использовать уравнение Гиббса-Дюгема вместе с уравнениями химиче ских реакций и уравнениями диффузии типа Фика. Локальное равновесие меж ду минералами является следствием низкой проницаемости пород, большой по верхности минеральных зерен, низкой и разной подвижности химических ком понентов. Поскольку масса твердых фаз несравненно больше массы раствора и минеральная ассоциация буферирует состав флюида, имеет место низкая вари антность метаморфических пород. Для метаморфической зональности обычно принимается, что составы твердых фаз фиксированы и число минералов на единицу больше числа компонентов. Это ограничение выглядит несколько ис кусственным, но следующие из него упрощения весьма важны. Упрощения, за ключающиеся в объединении или исключении некоторых компонентов, приво дят к тому, что для всех взаимодействующих фаз может быть записана единст венная общая реакция. Делается ряд других допущений. Предполагается, что в локальной системе фиксированы Р-Т параметры, число фаз и химических ком понентов;

диффузионные потоки компонентов зависят от их концентраций, они выражаются через градиенты химических потенциалов и пропорциональны стехиометрическим коэффициентам в реакциях;

концентрации компонентов во флюиде не меняются во времени, и поэтому массоперенос осуществляется в квазистационарном режиме;

все реакционные зоны образуются одновременно и развиваются автомодельно;

на границах зон существует баланс компонентов;

внутри зон минералообразование отсутствует и т.п. Несмотря на упомянутые допущения, модель позволяет формально определить кинетические параметры многокомпонентных, многоминеральных реакций в зональных диффузионно контролируемых структурах (типа корон). Зная химические составы и свобод ные энергии фаз, можно рассчитать последовательность одновременно расту щих зон на контакте реагирующих минеральных ассоциаций, диффузионные потоки вещества в каждой зоне и реакции на границах зон. В результате оказы вается возможным приблизительно предсказать длительность роста зональных структур, что является большим достижением. На примере сегрегаций в мета пелитах (Вастервик, Швеция) Фишеру удалось показать, что их рост происхо дил в течение ~50 000 лет. Эта оценка получена в предположении о сфериче ской форме сегрегаций радиусом 0,5 см.

В. Шеплевым и др. [Sheplev et al., 1998] найдено аналитическое решение модели Коржинского – Фишера –Джостена. При фиксированных величинах па раметров модель допускает существование нескольких вариантов последова тельностей зон в зональности. Показано, что из возможных последовательно стей реализуется та, в которой скорость производства энтропии максимальна.

Применение принципа максимальной энтропии в модели позволяет вычислить состав, число, последовательность и мощность зон в зональности, скорость ре акций на границах зон, потоки и градиенты потенциалов в каждой зоне. Этот принцип не противоречит принципу Пригожина о минимальной скорости про изводства энтропии, так как в первом случае сравниваются различные системы в квазистационарном состоянии, а во втором – стационарное состояние сравни вается с нестационарным. Критерий максимального производства энтропии был использован при анализе роста биметасоматической зональности в системе CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2. В 124-суточном эксперименте (при Т = 500С и Р = 200 МПа) в Институте геологии и минералогии СО РАН на контакте кальцита с серпентином были получены две зоны: диопсид и диопсид + форстерит. Из возможных последовательностей минеральных зон критерию максимального производства энтропии отвечает только одна, и именно она получена экспери ментально.

Фостер (Foster) в 1981 г., используя модель Коржинского – Фишера– Джостена, рассчитал несколько локальных реакций в метапелитовых сланцах штата Мэн, США. Для расчетов использовался модальный состав основной массы и трех типов минеральных сегрегаций и химические составы всех мине ралов породы. Локальные реакции не были сбалансированы по всем химиче ским компонентам, т.е. не были изохимическими, поэтому при метаморфизме происходил обмен веществом между сегрегациями. Полный баланс по всем компонентам (за исключением Н2О) достигался в объеме породы, который со ставлял ~1 см3. В дальнейшем исследования такого рода получили развитие, что выразилось в работах Монгколтипа и Эшуорта (Mongkoltip & Ashworth), Нишиямы (Nishiyama), Джостена (Joesten), Ревердатто и Колобова, Шеплева и др., Эшуорта и др. (Ashworth et al.), Лиханова и др. Использование микрозонда (с учетом распределения зерен в пространстве) сделало возможным рассчитать миграцию вещества в ходе реакций на основе составов исходных минералов и продуктов их взаимодействия. Было установлено, что массоперенос при мета морфических реакциях происходил с сохранением баланса вещества (за исклю чением летучих компонентов) в пределах объемов от сотых долей мм3 до не скольких см3. Повидимому, размер этих элементарных объемов зависит от вре мени: чем больше длительность метаморфизма, тем больше элементарный объ ем, где достигался баланс вещества.

Выше речь шла о закрытой системе (кроме летучих компонентов), где массоперенос в малопроницаемых породах контролируется диффузией вещест ва в пленках флюида толщиной от десяти до первых сотен ангстрем.

В открытой системе, при просачивании внутрипорового флюида через прони цаемые породы, в которых ширина межзернового пространства достигает или превышает 200-1000 (Walther & Wood), происходит формирование инфильт рационной метасоматической зональности. В соответствующей математиче ской модели, разработанной В. Шеплевым применительно к фильтрации рас твора через полосчатую толщу пород, предполагается движение растущих ме тасоматических зон в направлении потока флюида при условии локального равновесия, массоперенос в квазистационарном режиме, баланс вещества в зо нах и на их границах, рост и растворение минералов внутри зон с учетом кон стант равновесия с раствором и др.

Литература 1. Коржинский Д.С. Факторы равновесия при метасоматозе. // Известия АН СССР, серия геол., 1950, № 3, с. 21-49.

2. Carmichael D.M. On the mechanism of prograde metamorphic reactions in quartz-bearing pelitic rocks. // Contr. Mineral. Petrol., 1969, v. 20, pp. 244-267.

3. Fisher G.W. Rate laws in metamorphism. // Geochim. Cosmochim. Acta, 1978, v. 42, pp.

1035-1050.

4. Joesten R. Evolution of mineral assemblage zoning in diffusion metasomatism. // Geochim.

Cosmochim. Acta, 1977, v. 41, pp. 649-670.

5. Sheplev V.S., Kolobov V.Yu., Kuznetsova R.P. Analysis of growth of zonated mineral as sociations. In: Bowman. J.L., ed. Theophrastus’ contr. to аdvanced studies in geol. V. 2. Theophras tus publ. & propriet. Co., S.A. (Ltd), Athens, pp. 223-247, 1998.



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 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.