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 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 11 ] --

ПРОБЛЕМА ТРОКТОЛИТОВ В ТРАППОВЫХ ИНТРУЗИЯХ В.В. Рябов ИГМ СО РАН, Новосибирск, trapp@uiggm.nsc.ru В траппах богатые Pt-Cu-Ni сульфидные месторождения связаны с рас слоенными интрузиями норильского типа, одним из основных горизонтов вкрапленных руд в которых являются пикритовые габбродолериты. В связи с этим поисковым критерием богатых сульфидных руд стали проявления в ин трузиях богатых оливином габбродолеритов. Этот показатель имеет опреде ляющее значение при оценке потенциальной рудоносности как отдельных мас сивов, так и площадей их распространения, а также для постановки поисково разведочных буровых работ. Между тем, на Сибирской платформе известно большое количество расслоенных интрузий, которые содержат горизонты бога тых оливином габбродолеритов, а сульфидная вкрапленность отсутствует, либо проявляется в небольших количествах. Это положение повышает актуальность проблемы выяснения природы богатых оливином высокомагнезиальных трап пов и сульфидного оруденения с ними связанного.

В норильских интрузиях богатые оливином породы выделяются как гори зонт пикритовых габбродолеритов. В составе этого горизонта помимо собст венно пикритовых габбродолеритов отмечаются пикритоподобные и троктоли товые габбродолериты, троктолиты, меланократовые троктолиты, плагиоклазо вые оливиниты, оливиниты, такситизированные пикриты и др. [Рябов, Шевко и др., 2000 и др.]. Совместное нахождение этого широкого спектра пород в еди ном горизонте явилось основанием отождествлять их происхождение. Среди геологов утвердилось представление, что расслоенные трапповые интрузии и горизонты богатых оливином пород образовались в результате фракционной дифференциации базальтового расплава. Этот механизм предполагается для норильских интрузий, и по аналогии с ними для всех других массивов, в кото рых проявляются богатые оливином габбродолериты. Принимая во внимание связь вкрапленных Pt-Cu-Ni руд с пикритовыми габбродолеритами в нориль ских интрузиях, все трапповые интрузии содержащие богатые оливином поро ды рассматриваются как потенциально рудоносные.

Проявления пикритовых габбродолеритов известны только в интрузиях норильского интрузивного комплекса. Во всех других интрузиях наиболее бо гатые оливином породы представлены троктолитовыми габбродолеритами.

Троктолиты (Рх10 %) и троктолитовые габбродолериты (Рх10 %) отличаются от сходных по количеству оливина и магнезиальности пикритовых габбродоле ритов особенностями структуры и геохимии пород, формами выделения и со става минералов [Рябов, Шевко, Гора, 2000 и др.]. Троктолитовые габбродоле риты часто содержат небольшое количество сульфидов, которые образуют в трапповых интрузиях многочисленные рудопроявления.

Троктолитовые габбродолериты проявляются в интрузиях катангского, челбышевского, агатского, норильского, кузьмовского, тычанского и курейско го комплексов. Вдоль западного борта Сибирской платформы известно боль шое количество в различной степени дифференцированных трапповых интру зий, в разрезах которых находятся горизонты троктолитовых габбродолеритов нередко с сульфидной минерализацией.

В расслоенных трапповых интрузиях троктолитовые и/или пикритопо добные габбродолериты составляет от 1-5 до 80 % разреза магматического тела.

Троктолитовые габбродолериты отмечаются в силлах долеритов, которые яв ляются типичными производными толеит-базальтовых расплавов и по составу приближаются к «среднему траппу», содержание MgO в котором по разным ис точникам составляет 6,80-7,04 мас.%. В связи с этим известно, что базальтовые расплавы с такой низкой магнезиальностью в процессе фракционной диффе ренциации теоретически не могут продуцировать богатые оливином породы.

Такие породы с ультраосновной ассоциацией минералов образуются при кри сталлизации магмы, в которой содержание MgO не ниже 10 %.

Типичные троктолитовые габбродолериты в ярком проявлении известны в эталонных объектах – интрузиях моронговского интрузивного комплекса, а пикритоподобные габбродолериты – в нижнеталнахском и зубовском типах ин трузий норильского интрузивного комплекса [Рябов, Шевко и др., 2000]. Кон тактовые фации этих интрузий представлены безоливиновыми, либо бедными оливином габбродолеритами. Примечательно, что в трапповом поле Сибирской платформы троктолитовые габбродолериты не имеют эффузивных аналогов (комагматов) и не образуют самостоятельных (без участия базитовых членов) интрузий. Состав троктолитов и троктолитовых габбродолеритов в трапповых интрузиях широко варьирует по соотношению в породах плагиоклаза, оливина и пироксена от лейкократовых до меланократовых. Крайними членами этого ряда пород являются c одной стороны – анортозиты битовнит-лабрадорового или лабрадорового состава, а с другой – богатые оливином меланократовые троктолиты вплоть до оливинитов.

В интрузиях моронговского комплекса и нижнеталнахского типа трокто литовые габбродолериты образуют мощные горизонты пород (до 350м) с про слоями анортозитов и/или лейкогаббро. Для интрузий Курейско-Горбиачинской площади характерно тонкое переслаивание троктолитовых габбродолеритов с анортозитами и/или лейкогаббро.

В разрезах интрузий троктолитовые габбродолериты часто образуют под вешенные внутри магматического тела один, реже два или более горизонтов пород, иногда они располагаются в подошве интрузий. Обычно троктолитовые габбродолериты имеют «вставленный характер» и резкие незакалённые контак ты на границе с прилегающими безоливиновыми или оливинсодержащими и оливиновыми габбродолеритами.

Троктолиты и троктолитовые габбродолериты нередко образуют своеоб разную эмульсионную структуру срастания фемических и салических минера лов. В связи с этим существует представление, что эти породы являются рав номернозернистой обогащённой оливином разновидностью основных пегма тоидов, крайними членами которых являются существенно оливиновые и суще ственно полевошпатовые породы, оливиниты и лейкогаббро. Характерной осо бенностью троктолитов являются часто встречающиеся лапчатые формы кри сталлов оливина, включения в них плагиоклаза и/или ильменита, в редких слу чаях хромшпинелидов, порфировидность по плагиоклазу и др. Состав оливина в троктолитовых габбродолеритах варьирует от Fa20 до Fa60, плагиоклаз имеет состав битовнита-лабрадора, клинопироксен представлен маложелезистым ав гитом, окиснорудные фазы – ильменитом. В троктолитовых габбродолеритах известны находки муассанита, а в плагиоклазах – включения новообразований графита.

Происхождение троктолитов является актуальной проблемой магматиче ской геологии вообще и для трапповых интрузий в частности. На основании пет рографически и физико-химических исследований троктолитов из разных регио нов, а также анализа экспериментальных систем и диаграмм состояния An-Fo, An-Fo-SiO2, An-Fo-Di, Ab-An-Fo-Di было доказано, что эти породы не могли сформироваться в результате фракционной кристаллизации [Ефимов, 1985].

Формирование богатых оливином пород в трапповых интрузиях может быть связано только с повышенным химическим потенциалом магнезии. Из экспериментов известно, что повышение магнезиальности расплава может про исходить в результате его сульфуризации, когда железо экстрагируется из рас плава серой с образованием сульфидов [Альмухамедов, Медведев, 1982]. Этот механизм, в частности, позволяет объяснять повышенную магнезиальность по род, которые содержат сульфидные руды в норильских интрузиях. Однако, для объяснения генезиса безрудных троктолитовых габбродолеритов это объясне ние не подходит.

Экспериментальные исследования показали, что магнезиальные расплавы могут возникать в процессе ликвации при участии восстановительных флюидов [Безмен, 1984 и др.]. Ликвационное расщепление расплава на базитовую и ги пербазитовую жидкости было получено в экспериментах с участием в одном случае водорода, а в другом – углеводородов, HF и НCl. В результате ликвации одна из образовавшихся жидкостей по составу приближалась к троктолиту.

Из металлургической практики известно, что поведение FeO и MgO в расплавах контролируются окислительно-восстановительным потенциалом. В окислительных условиях в расплавах MgO входит в структуру окиснорудных минералов (магномагнетитов), а в восстановительных – в структуру силикатов (оливина). Эксперименты с подшихтовкой базальтовых расплавов доломитом указывают на то, что при температуре 970-1200°С MgO переходит в расплав, в котором фемические минералы составляют до 70% силикатной фазы.

Применительно к трапповым интрузиям можно предполагать, что трок толитовые габбродолериты сформировались в результате ассимиляции базаль товым расплавом магнезии в восстановительных условиях. Источником магне зии были осадочные доломиты диспергированные и диссоциированные в зонах глубинных магмоподводящих разломов. Восстановительные условия создава лись активизированными в зонах магмоподводящих разломов CH4 из угленос ных отложений пермо-карбона. Другим источником углеводородов могло быть СО2 – продукт диссоциации доломитов. Известно, что синтез CH4 из окислен ных форм углерода происходит вследствие различных каталитических реакций известных как синтез Фишера-Тропша, Кёльбеля-Энгельгарда, Черского Мельникова-Царёва и др.

Согласно предлагаемой модели, ассимиляция базальтовым расплавом MgO в восстановительных условиях дестабилизировала магматическую систе му и стимулировала расщепление расплава на несмешивающиеся жидкости.

Восстановительная обстановка способствовала переходу окисного железа в за кисную форму, а высокое содержание MgO и FeO в расплаве привело к расще плению его на две несмешивающиеся жидкости: эвтектоидную оливин плагиоклазовую и плагиоклазовую. Первая по составу отвечала троктолиту, вторая – анортозиту. Пироксен в этом процессе выполнял роль буферной до бавки, которая стабилизировала распределение петрогенных оксидов, и про явился в троктолитовых габбродолеритах и лейкогаббро.

Литература 1. Альмухамедов А.И., Медведев А.Я. Геохимия серы в процессах эволюции основных магм. М. : Наука, 1982, 148 с.

2. Безмен Н.И. Жидкостная дифференциация флюидных расплавов и магматогенное оруденение (экспериментальные исследования). Автореф. докт. дисс. М. : МГУ, 1992, 46 с.

3. Ефимов А.А. Природа троктолита. ДАН СССР, 1985, т. 281, № 6, с. 1419-1423.

4. Рябов В.В., Шевко А.Я., Гора М.П. Магматические образования Норильского района.

2000. Т. 1. Петрология траппов. Новосибирск: Нонпарель, 408 с., т. 2. Атлас магматических пород. Новосибирск : Нонпарель, 600 с.

ФАЗОВЫЕ РАВНОВЕСИЯ REE-СОДЕРЖАЩИХ МИНЕРАЛОВ ПРИ МЕТАМОРФИЗМЕ УГЛЕРОДИСТЫХ СЛАНЦЕВ ТИМ-ЯСТРЕБОВСКОЙ СТРУКТУРЫ, ВОРОНЕЖСКИЙ КРИСТАЛЛИЧЕСКИЙ МАССИВ К.А. Савко, Е.Х. Кориш, С.М. Пилюгин Воронежский государственный университет, Воронеж, savko@geol.vsu.ru В последние несколько десятилетий достигнут значительный прогресс в расшифровке эволюции метаморфических событий на основе изучения фазо вых равновесий индекс-минералов, минеральной геотермобарометрии и преци зионных изотопных датировок абсолютного возраста. Исследование акцессор ных, прежде всего, REE-минералов при метаморфизме началось совсем недав но, и интерес к ним обусловлен быстро развивающимися методами химическо го in situ (CHIME) и локального изотопного (SHRIMP) датирования метамор фических событий по монациту, ксенотиму, алланиту, сфену и другим минера лам, которые могут содержать в заметных количествах Th, Pb и U.

В палеопротерозойских углеродистых сланцах Тим-Ястребовской струк туры Воронежского кристаллического массива была установлена акцессорная минерализация, представленная фосфатами (монацит, ксенотим, REE-апатит), фтор-карбонатами (бастнезит, синхизит) и силикатами (алланит, хаттонит) ред ких земель. Эти REE-минералы часто находятся в реакционных взаимоотноше ниях как друг с другом, так и с хлоритом, образующим обособления (кластеры) в углеродистых сланцах. Главными породообразующими минералами сланцев являются кварц, мусковит, биотит, хлорит, пирит, спессартин, кальцит. REE минерализация приурочена в основном к высокоуглеродистым разностям слан цев, с содержанием углеродистого вещества более 10 %.

Метаморфизм Метаморфизм отложений Тим-Ястребовской структуры изучен весьма детально [Савко, Полякова, 2001 и др.], насколько это возможно в «закры том» районе. В метаморфической зональности метапелитов были выделены биотит-мусковитовая зона с низкотемпературной хлорит-калишпатовой подзоной ( 350-400 °С), гранатовая зона (400-500 °С) и ставролитовая зона (500-520 °С) в интервале давлений 2,1-3,6 кбар. Распределение метаморфических зон имеет полосообразно-мозаичный характер. Наблюдаются концентрически зональные температурные ореолы вокруг гранодиоритовых интрузий стойло николаевского комплекса (2085±5 млн лет).

Минералогия REE-содержащих минеральных фаз Алланит [CaREEAl2Fe2+Si3O11O(OH)] представлен двумя морфологиче скими типами: (1) крупные призматические кристаллы (порфиробласты) в мат риксе размером до 500 мкм в тесной ассоциации с сульфидами, и включениями бастнезита;

(2) мелкие удлиненные зерна размером до 50 мкм (обычно 5-20 мкм) по удлинению локализованные в хлоритовых кластерах. Помимо хлорита алла нит (2) находится в тесной ассоциации с бастнезитом, апатитом, пиритом, ру тилом, реже монацитом.

Хаттонит (ThSiO4) встречается в ассоциации с монацитом и апатитом.

Образует мелкие, неправильной формы выделения размером не более 30 мкм в апатите. В химическом составе преобладает торий (38-45,6 % ThO2), в два раза превышая содержания кремнезема (15.3-22.3 % SiO2). Присутствие фосфора и редких земель объясняется наличием непрерывной изоморфной серии между хаттонитом и монацитом и замещением по схеме: Th+4Si+4Ce+3P+5.

Монацит [(LREE)PO4] в углеродистых сланцах, как и алланит, пред ставлен двумя морфологическими типами. Монацит (1) первого типа пред ставлен мелкими до 30 мкм зернами неправильной формы в апатите, иногда мелкими эмульсионными выделениями в крупных кристаллах апатита. Мо нацит (2) встречается в хлоритовых кластерах в виде зерен неправильной формы размером до 50 мкм в тесной ассоциации с сульфидами, бастнезитом, алланитом, апатитом.

Бастнезит [(Ce,La)(CO3)F] представлен как крупными удлиненными призматическими кристаллами размером до 200 мкм по длинной оси, так и мелкими игольчатыми, розетковидными выделениями размером 10-20 мкм. Ос новная часть кристаллов бастнезита приурочена к хлоритовым кластерам. Баст незит образует тонкие каймы по хлориту и мельчайшие выделения в нем и на ходится в тесной ассоциации с монацитом, алланитом и пиритом. В бастнезите отмечается существенная примесь кальция (2-9 % CaO). Вместе с ним встреча ется синхизит [Ca(Ce,La,Nd)(CO3)2F] – кальциевый изоморфный член ряда ба стнезит – синхизит в виде мелких зерен размером не более 20 мкм.

Апатит в углеродистых сланцах, как монацит и алланит, представлен двумя морфологическими типами. Апатит (1) представлен крупными зернами округлой, овальной или неправильной формы размером 100-350 мкм в ассоциа ции с пиритом и рутилом с включениями монацита, ксенотима и хаттонита.

Апатит (2) присутствует в хлоритовых кластерах в виде зерен неправильной формы размером до 50 мкм в тесной ассоциации с сульфидами, бастнезитом, алланитом, монацитом. Особенностью апатитов без включений является нали чие в составе REE-элементов. В то же время апатиты с включениями монацита, ксенотима и хаттонита не содержат в своем составе редкоземельных элементов.

Интерпретация минеральных равновесий Общая последовательность смены LREE индекс-минералов при прогрес сивном метаморфизме метапелитов описывается как: детритовый мона цит метаморфический алланит метаморфический монацит [Wing et al., 2003;

Janots et al., 2009 и др.]. Оценки температур этих замещений, механизмы мине ральных реакций и возможность существования в области низких температур не только детритовых (или изверженные), но и метаморфических монацитов остаются предметом острых дискуссий.

Фазовые равновесия при переходе MnzAlnMnz наиболее детально рассмотрены в трех недавних публикациях [Wing et al., 2003;

Janots et al., и др.]. В них показано, что появление алланита в метапелитах при разложении детритового монацита в зеленосланцевой фации совпадает с изоградой биотита.

Исчезновение же алланита с образованием монацита тесно связано с появлени ем андалузита или кианита, кордиерита или ставролита.

Условия образования и разложения алланита остаются дискуссионными.

Большинство авторов полагает, что алланит замещает монацит в интервале 400-450°С и остается стабильным до амфиболитовой фации [Wing et al., 2003 и др.].

Монацит снова появляется в температурном интервале 450-530 °С [Wing et al., 2003;

Yanots et al., 2008 и др.]. Температура разложения алланита с образовани ем монацита может варьировать в зависимости от содержаний CaO и Al2O3 в породах [Wing et al., 2003].

Остается неясным, в каких минералах были сконцентрированы REE элементы до появления метаморфических алланита и монацита. Предполагает ся участие породообразующих минералов в реакциях образования монацита [Kohn, Malloy, 2004 и др.]. Другие авторы считают, что концентраций LREE в породообразующих силикатах явно недостаточно для образования монацита в метапелитах [Tomkins, Pattison, 2007 и др.] и в низкотемпературных условиях существовали несохранившиеся ныне акцессорные REE-минералы, за счет ко торых могли образоваться монацит и алланит.

В метапелитах спектр акцессорных REE-содержащих минералов доволь но узок. Присутствие помимо алланита, монацита, ксенотима, REE-апатита в углеродистых сланцах Тим-Ястребовской структуры бастнезита и синхизита, хаттонита, ниобоэшенита, по-видимому, обусловлено их обогащением в ре зультате сорбции REE-элементов при диагенезе в восстановительных условиях и на органическом и на фосфатном веществе.

Мелкие кристаллы бастнезита приурочены к хлориту, образуя игольчатые и розетковидные выделения, а иногда и каймы по хлориту. Такие структуры объясняются, по-видимому, кристаллизацией бастнезита в результате распада твердого раствора хлорита, обогащенного LREE-элементами.

В углеродистых метапелитах тимской свиты не установлены детритовые монациты. В хлоритовых кластерах алланит находится в тесной ассоциации с ба стнезитом, пиритом и редко с монацитом, причем может образовывать каймы вокруг пирита. В отсутствие детритового монацита источником редких земель может быть бастнезит. Из этого можно сделать вывод, что в хлоритовых класте рах алланит образовался за счет реакции бастнезита, пирита и хлорита, тем более что бастнезит содержит в своем составе от 2 до 9 мас.% CaO, а хлорит имеет преимущественно высоко железистый состав: Bst(Ca) + Chl + Py = Aln + флюид.

Хотя в некоторых хлоритовых кластерах алланит и монацит могут на ходиться в одной ассоциации, реакционных структур между ними не наблю далось. С другой стороны отмечаются многочисленные выделения монацита в апатите, очень похожие на структуры распада твердых растворов. Поэтому, в углеродистых сланцах тимской свиты основным механизмом образования монацита было его образование из обогащенного LREE-элементами апатита:

Ap (REE) = Ap + Mnz. Это подтверждается наблюдениями, что апатиты с выде лениями монацита не содержат примеси LREE-элементов, а апатиты без таких выделений характеризуются их повышенными концентрациями.

Исследования проведены при поддержке РФФИ (проекты 09-05-00821-а, 09-05-10040-к).

Литература 1. Савко К.А., Полякова Т.Н. Зональный метаморфизм и петрология метапелитов Тим Ястребовской структуры, Воронежский кристаллический массив// Петрология, 2001. т. 9, № 6, с. 593-611.

2. Janots E., Engi M., Berger A., Allaz J. Schwarz J.-O., Spandler C. Prograde metamorphic sequence of REE minerals in pelitic rocks of the Central Alps: implications for allanite–monazite– xenotime phase relations from 250 to 610 °C // J. Metam. Geol. 2008. V. 26. P. 509-526.

3. Kohn M.J., Malloy M.A. Formation of monazite via prograde metamorphic reactions among common silicates: Implications for age determinations// Geochim. Cosmochim. Acta, 2004. V. 68.

P. 101-113.

4. Tomkins H.S., Pattison D.R.M. Accessory phase petrogenesis in relation to major phase as semblages in pelites from the Nelson contact aureole, southern British Columbia // J. Metam. Geol.

2007. V. 25. P. 401-421.

5. Wing B.A., Ferry J.M, Harrison T.M. Prograde destruction and formation of monazite and allanite during contact and regional metamorphism of pelites: petrology and geochronology // Con trib. Miner. Petrol., 2003. V. 145. P. 228-250.

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И УСЛОВИЯ ВЫПЛАВЛЕНИЯ РОДОНАЧАЛЬНОГО РАСПЛАВА МЕЗОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ОЛИВИНОВЫХ ГАББРОНОРИТОВ БАШКИРСКОГО АНТИКЛИНОРИЯ (ЮЖНЫЙ УРАЛ) Л.В. Сазонова1, А.А. Носова2, В.М. Горожанин МГУ, геологический факультет, Москва, sazonovalv52@mail.ru;

2ИГЕМ РАН, Москва, nosova@igem.ru;

3Институт Геологии УНЦ РАН, Уфа, gorozhanin@anrb.ru Такие характеристики, как глубина зарождения родоначального расплава, P-T параметры этого зарождения, химические особенности расплава, во многом определяют петрологические и геохимические характеристики серий магмати ческих пород, возникающих в различных магматических провинциях, а также проливают свет на причины возникновения магматизма в данном регионе в тот или иной геологический период времени.

Крупная (не менее 500x500 км2) Камско-Бельская внутриплитная базит ультрабазитовая магматическая провинция (КБП) была сформирована в восточ ной части Восточно-Европейской платформы, в Волго-Уральской области и Башкирском мегантиклинории (БМА) в мезопротерозойское время (в начале среднего рифея, около 1.38 млрд лет назад). Для нее характерно присутствие большого количества маломощных субвулканических тел долеритов и пикритов, в меньшей степени, потоков базальтов, составы которых, с одной стороны, сви детельствуют об их петрогенетическом родстве и отличаются специфическим для внутриплитных образований чертами - это низко-Ti, высоко-Mg и высоко-Si породы, с другой стороны, они характеризуются широкими колебаниями содер жаний различных компонентов, что создает трудности при выделении ассоциа ций пород, взаимосвязанных процессами дифференциации и принадлежащим к сериям, имеющим один родоначальный расплав. Ситуация осложняется тем, что мезопротерозойские породы КБП, как правило, сильно изменены процессами вторичных преобразований, а их геохимические характеристики несут признаки неравномерной ассимиляции расплавами верхнекорового вещества.

По характеру спектров распределения тяжелых РЗЭ, магматические поро ды КБП можно разделить на две группы (серии), в зависимости от глубины за рождения родоначальной магмы. К первой группе относятся породы, у которых спектры распределения РЗЭ имеют слабо - умеренно фракционированный харак тер, с отношением Gd/Ybn – 1.0-1.5, что указывает на ограниченную роль граната в составе их мантийного источника и свидетельствует, что основной объем рас плавов отделялся от источника в области шпинелевой фации глубинности. Ко второй группе относятся магматические тела, в породах которых отношение Gd/Ybn возрастает до 1.7-2.7. Высокий уровень фракционирования тяжелых РЗЭ в этих породах, вероятно, связан с более глубокими, гранатсодержащими, облас тями зарождения первичных расплавов, дифференциатами которых они являют ся. Это предположение вполне подтверждается распределением Gd/Ybn и Lu/Hf отношений, которые отражают роль граната в реститовой ассоциации.

Изучение неизмененных пород пикритового состава – оливиновых мелано габброноритов, (западный борт Ишлинско-Шатакской грабеновой зоны БМА), по геохимическим особенностям относящимся к первой группе пород, позволи ло нам получить некоторые характеристики родоначальных расплавов, отде лявшихся от источника шпинелевой фации глубинности. Пикриты являются весьма информативными породами в отношении процессов, протекающих в верхней мантии в областях внутриплитных обстановок, поскольку эти прими тивные породы наиболее близки к первичным расплавам.

На первом этапе исследований необходимо выбрать среди всех пород пикритового состава, слагающих субвулканические тела рассматриваемой зо ны, наименее контаминированные и наименее обогащенные кумулусным мате риалом, то есть наиболее приближенные к родоначальным расплавам. В каче стве надежного индикатора вклада корового вещества обычно служит отрица тельная Nb аномалия на мультиэлементной диаграмме (нормированной к РМ), оцениваемая величиной Nb/Nb* или отношением Nb/Lan. Если в OIB, MORB и континентальных толеитах значения этих величин превышают или близки к 1, то в сильно контаминированных внутриплитных породах они опускаются до значений в 0.2-0.6. Расчет модельных расплавов, рассчитанных по содержаниям элементов-примесей в разных зонах Cpx, помогает определить на какой стадии кристаллизации Cpx происходила контаминация. Оценка количества корового вещества, ассимилированного расплавами, может быть сделана исходя из изо топно-кислородных данных. На основании всех этих характеристик, наименее контаминированными оказались оливиновые меланогаббронориты субвулкани ческого тела Ишля-1. Габбродолериты КБП характеризуются очень низкими величинами Nb/Nb* 0.20-0.22 и имеют значительно повышенные относительно «мантийных» значения 18O (7.3-7.6 ‰), а оливиновые меланогаббронориты Ишли-1 имеют более высокие значения Nb/Nb* =0.38 и характеризуется низки ми значениями 18O (5.3 ‰), соответствующими мантийным перидотитам. От сюда следует, что доля корового компонента в породе Ишля-1 не могла превы шать 10 %, учитывая, что вещество верхней коры имеет средний изотопный со став кислорода 18O= 9.6 ± 1.3 ‰. Расчеты на основании избыточных содержаний Ni (по отношению к равновесному содержанию в породе) показывают, что в породе Ишля-1 присутствует не менее 15-22% кумулусного Ol.

Оливиновые меланогаббронориты Ишля-1 сложены вкрапленниками (до 80 %) Ol, Cpx и Opx (с преобладанием Ol) и основной массой, состоящей из лейст Pl, между которыми располагаются мелкие зерна Opx и Cpx. Общая структура породы - криптовая, структура основной массы – офитовая.

Для того чтобы установить природу родоначального расплава, необхо димо определить первичную ликвидусную ассоциацию для него. Учитывая высокую магнезиальность рассматриваемых пород, исходные магмы имели оливинсодержащий источник, и Ol должен был быть ликвидусной фазой этих расплавов.

Оливины из меланогабброноритов обладают сходным габитусом, их со ставы отчетливо фиксируют последовательную кристаллизацию из расплава и они обладают высокими содержаниями CaO. Эти признаки показывают, что они не могут быть интерпретированы как продукты дезинтеграции мантийных ксенолитов.

Cоставы наиболее магнезиального Ol (mg#=0.90-0.91) и ассоциирующего с ним Cr-Spl c mg#=0.47 и сr#=0.66-0.68 из пород тела Ишля-1 попадают в поле мантийной корреляции [Arai, 1994]. Это дает основание принимать состав Fo91,3 – наиболее магнезиального Ol, в качестве Ol, равновесного с минимально фрак ционированной мантийной выплавкой – родоначальным расплавом. О близости к родоначальному расплаву свидетельствуют петрографические («закалочный»

облик) а также низкое значение 18O = 5.3 ‰).

Тем не менее, по геохимическим, минералогическим и структурным при знакам, родоначальные расплавы, несомненно, испытали контаминацию коро вым материалом и были обогащены кумулосным оливином. Таким образом, можно полагать, что порода тела Ишля-1 образовалась из: 1) родоначального расплава, 2) ассимилированного корового вещества, 3) кумулуса Ol.

Для расчета состава родоначального расплава из состава породы Ишля- следует исключить вклад корового вещества и кумулусного Ol. Поскольку дан ные о конкретных составах пород фундамента Ишлинско-Шатакского грабена, которые выступали в качестве контаминирующего вещества, отсутствуют, мы для расчета принимаем в качестве контаминанта средний состав верхней коры.

Состав родоначального расплава был рассчитан путем последовательного удаления из состава «родоначальный расплав+кумулат» равновесного оливина до достижения состава, равновесного с Ol91.3, с помощью программы Petrolog при условиях, что порода содержит фенокристы Ol91– Ol80 и fO2 отвечает FQM.

Расчеты показали, что родоначальный расплав был весьма близок по соста ву породе тела Ишля-1 и характеризовался высоким содержанием MgO – 19.6%.

Несмотря на все принятые допущения и неопределенности в оценках со става, высокие содержания MgO (около 19-20 %) в родоначальном расплаве не вызывают сомнений. Эти содержания значительно выше, чем предполагаемые для родоначальных расплавов пикритов островных дуг (13-17 % MgO). Они со поставимы с высокомагнезиальными первичными расплавами, предполагаемы ми для пикритов из внутриплитных провинций, связанных с крупными плюма ми, как океанических так и континентальных обстановок.

Рассчитанный состав родоначального расплава позволяет при сравнении его с результатами модельных расчетов плавления фертильных и деплетиро ванных перидотитов в интервале 0.2-7.0 ГПа, полученными путем параметри зации экспериментальных данных [Herzberg, O’Hara, 2002], приблизительно оценить глубину начального плавления источника. Поскольку при адиабатиче ском подъеме расплава не происходит значимого изменения содержания MgO, то его траектория в Р-Т координатах очень близка изоплете MgO. Поэтому, ис пользуя содержание MgO = 19 % в родоначальном расплаве, которое будет близ ко соответствовать его содержанию в первичном расплаве, и, воспользовав шись результатами работы [Herzberg, O’Hara, 2002], мы оцениваем начальные условия плавления как Р0 около 4.0-4.4 ГПа и Т0 около 1600-1630 °С. В соответ ствие с [Mckenzie, Bickle, 1988] потенциальная температура мантии Тр в этом случае составит 1530-1545°С.

Степень плавления источника F при известном содержании в расплаве MgO (19,6 % в нашем случае) можно получить из совместного решения соот ветствующих уравнений из работы [Herzberg, O’Hara, 2002]. Если мантийный источник имел деплетированный состав (например, абиссального перидотита с MgO = 41.80, FeO = 8,07, mg# = 90.2, то F составит 0.19;

для фертильного перидо тита F возрастает до 0.26.

Таким образом, можно предполагать, что условия выплавления пикрито вых расплавов Ишлинского района БМА, при которых Тр значительно (на 150 165 °C) превышала этот параметр астеносферы (Тр = 1280 °C, [McKenzie, Bickle, 1988], при высокой степени плавления мантийного субстрата, отвечали верхней части колонны плавления мантии при воздействии мантийного плюма. Вероят но, пикритовые расплавы возникали в осевых высокотемпературных частях го ловы плюма.

Работа поддержана грантом РФФИ № 09-05- Литература 1. Arai S. Characterization of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships:

Revier and interpretation // Chem. Geol. 1994. V. 113. P. 191-204.

2. Herzberg C., O’Hara M. J. Plume-Associated Ultramafic Magmas of Phanerozoic Age // J.

Petrol. 2002. V. 43. P. 1857-1883.

3. Mckenzie D., Bickle M.J. The Volume and Composition of Melt Generated by Extension of the Lithosphere // J. Petrol. 1988. V. 29. P. 623-679.

СМЕЩЕНИЕ ЭВТЕКТИК В МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ И МЕХАНИЗМ РАСТВОРЕНИЯ ВОДЫ В РАСПЛАВАХ Т.П. Салова, А.Г.Симакин ИЭМ РАН, г. Черноголовка, salova@iem.ac.ru, Положение эвтектических, как и других нонвариантных точек задает то пологию диаграмм плавкости. Смещение эвтектических точек ведет к увеличе нию или уменьшению полей кристаллизации магматических фаз, что оказывает существенное влияние на характер фракционирования магматического распла ва. Так при росте давления или содержания воды в расплаве происходит сопря женное уменьшение полей кристаллизации плагиоклаза и оливина за счет рас ширения поля кристаллизации пироксена в системе Mg2SiO4– An – Mg2Si2O6.

В системе Fsp – Qz с ростом давления воды также наблюдается смещение эвтек тики: сначала в сторону кварца (с расширением поля кристаллизации полевого шпата), а затем при давлении свыше примерно 0.5 кбар начинается ее смещение в сторону полевого шпата (рис. 1).

Рис. 1. Зависимость смещения эвтектик от давления (содержания воды) в алюмосиликатных расплавах.

Нефелин более активно реагирует с водой как при малых (в форме гидроксила), так и боль ших (в форме молекулярной воды) содержаниях, поэтому эвтектика обогащается этим ком понентом. В системе Qz-Ab кварц активнее реагирует с водой при малых содержаниях, а альбит при высоких Влияние воды приписывалось кислотно-основному взаимодействию [Эпельбаум, 1980;

Кузнецов и Эпельбаум, 1985]. Смещение эвтектики в сторону полевого шпата объяснялось кислотным характером воды и щелочностью поле вого шпата. За последние десятилетия накоплено много информации о меха низме растворения воды в алюмосиликатных расплавах. Как показывает анализ данных ИК спектроскопии водосодержащих стекол (рис. 2), начальное смеще ние эвтектики в системе Ab– Qz в сторону кварца вызвана тем, что первые пор ции воды растворяются преимущественно в виде гидроксила. При этом в сис теме Ab – Qz с мотивами сетки Si – O – Al и Si – O – Si преимущественно гидрати руются «кварцевые» сегменты, понижая активность этой фазы в расплаве. Мо лекулярная вода при большем ее общем содержании образует ассоциаты с на трием, понижая активность безводных полевых шпатов.

Рис. 2. ИК-параметры форм воды, растворенной в различных алюмосиликатных стеклах С ростом содержания воды в альбитовом стекле происходит смещение параметров гидроксила от кварцевого предела (тренд обозначен пунктиром), предположительно за счет роста содер жания групп Al-OH. Можно отметить сопряженное изменение параметров воды и гидроксила в стеклах ряда Ab-Ne, особенно резкое при содержаниях нефелина свыше 60-65 мас.% за счет появления алюминатов.

Наши (в совокупности с литературными) данные по системе Ab – Ne гово рят о том, что в этой системе эвтектика смещается в сторону нефелина, особен но при высоком содержании воды (см. рис. 1). Нефелин в расплаве диссоцииру ет на альбит и алюминат натрия. Алюминат натрия активно реагирует с водой [Simakin et al., 2009], смещая реакцию в сторону большей диссоциации нефелина и понижения его активности в расплаве. Таким образом, конкретный механизм растворения воды и ее влияния на диаграммы плавкости не укладывается в уп рощенную кислотно-основную схему, если только не пытаться каждому хими ческому взаимодействию приписать кислотно-основной смысл.

Литература 1. М.Б. Эпельбаум Силикатные расплавы с летучими компонентами. М. : Наука, 1980, с. 255.

2. А.Д. Кузнецов, М.Б. Эпельбаум Эвтектические соотношения в открытых системах с вполне подвижными компонентами. Наука, М., 1985, с. 109.

3. Simakin A.G., Salova T.P. and Eremyashev V.E. Mechanism of water solubility in silicate melts of the albite-nepheline system // Mineralogy and Petrology, 2009 (в печати).

КАРБОНАТИТ-КИМБЕРЛИТОВЫЕ ТРЕНДЫ В ХЛОРИД-КАРБОНАТ-СИЛИКАТНЫХ СИСТЕМАХ В УСЛОВИЯХ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ.

О.Г. Сафонов1, 2, Л.Л. Перчук 2, ИЭМ РАН, Черноголовка, oleg@iem.ac.ru;

2Кафедра петрологии геологического факультета МГУ, Москва, llp@geol.msu.ru Введение Кимберлитовые расплавы обычно рассматриваются как продукты посте пенных переходов от карбонатитовых расплавов, возникающих при давлениях более 5 ГПа с увеличением степени плавления карбонатизированных перидоти тов. Однако в последние годы появились многочисленные сведения о включе ниях богатых хлором карбонатитовых и хлоридно-карбонатных распла вов/флюидов в алмазах и оливинах (Ol) из кимберлитов, а также об их тесной геохимической связи с вмещающими кимберлитами [Navon et al., 2008;

Kamenetsky et al., 2008]. Эти данные предполагают существование хлорсодер жащей «протокимберлитовой» жидкости, эволюция которой приводит к обра зованию кимберлитовой магмы в верхней мантии. Так, обогащенные щелочны ми хлоридами кимберлиты из трубки Удачная [см. ссылки в Kamenetsky et al., 2008] явились основой экспериментального изучения взаимоотношений ким берлитовых расплавов с хлоридно-карбонатными жидкостями. В совокупности с результатами экспериментов в хлоридно-карбонатно-силикатных системах при высоких давлениях [Safonov et al., 2007, 2009;

Litasov, Ohtani, 2009] эти ре зультаты позволили по-иному взглянуть на взаимные переходы обогащенных хлором карбонатитовых жидкостей в кимберлитоподобные расплавы. И, в ча стности, – на роль жидкостной несмесимости в этом процессе. Задача этих экс периментов состояла в воспроизведении этих переходов, которые могут быть как постепенными, так и проходить через интервал несмесимости между хло ридно-карбонатным и карбонатно-силикатным расплавами [Safonov et al., 2007, 2009]. Рассмотрим результаты экспериментов в некоторых хлоридно карбонатно-силикатных системах «перидотитового» состава.

Результаты экспериментов В системе Ol-(Ca, Na2)CO3-(Na, K)Cl (Ol - 80 мас. % и смесь 20 мас. % CaCO3, Na2CO3, NaCl и KCl в пропорции 59:3:29:9, соответственно) обнаружен постепенный переход Cl-содержащего карбонатного расплава (далее LCC) в карбонатно-силикатный расплав (далее LCS). Появление клинопироксена (Cpx) в ассоциации с Ol и LCC вблизи солидуса при температуре Т = 980-1000оC ука зывает на то, что появление расплава в этой системе связано с перитектической реакцией Ol+CaCO3Cpx+LCC. Существование ассоциации Ol+Cpx+LCC до ~1400оC обуславливается равновесием Ol+LCC=Cpx, регулируемым активно стью CaCO3 в расплаве. До ~1350оC c ассоциацией Ol+Cpx+LCC сосуществует кристаллический (K, Na)Cl. Хотя хлорид непосредственно в перитектических в реакциях с учатием Ol, Cpx и LCC не участвует, тем не менее его присутствие заметно снижает температуру солидуса данной системы. Концентрация SiO2 и отношение MgO/CaO в расплаве увеличиваются с ростом температуры, состав ляя при 1500-1600OC около 29 мас. % и 2.3-2.8, соответственно. Концентрация Cl (и K2O+Na2O) также увеличивается до 1400оС, достигая максимального зна чения ~11 мас. %. Это обусловлено исчезновением кристаллического хлорида.

Однако с дальнейшим ростом температуры содержание Cl в расплаве быстро снижается. Это связано с исчезновением Cpx и активным насыщением расплава оливиновым компонентом. И уже при 1610оС появляются признаки несмесимо сти между LCS и LСС [Safonov et al., 2007, 2009] –мелкие хлоридные глобули в продуктах закалки карбонатно-силикатного расплава.

Другой пример постепенного перехода из Cl-содержащего карбонатного расплава к кимберлитовому расплаву продемонстрирован в экспериментах при 5.5 ГПа с исходной смесью 70 мас. % кимберлита из трубки Удачная и 30 мас. % материала из хлорид-шортит-нортупит-кальцитового нодуля в этом кимберлите (далее, система «кимберлит-нодуль»). Подобно системе Ol-(Ca, Na2)CO3-(Na, K)Cl при 1100 °С плавление в этой системе начинается с перитектической реакции Ol+Spl (Ti-магнетит и хромит)+CaCO3=Grt+LCC, т.е. с образованием Cl содержащего карбонатного расплава (LCC) и граната (Grt), содержащего Ti и Cr.

Между тем кристаллический хлорид в продуктах опытов в системе кимберлит нодуль не обнаружен. Однако кристаллический CaCO3 сосуществует с этим расплавом до ~1150 оС, а Grt исчезает при Т 1400 оC, где стабильна ассоциация Ol+Cr-Spl+LCS. Подобно системе Ol-(Ca, Na2)CO3-(Na, K)Cl, содержание SiO2 и отношение MgO/CaO в расплавах в системе «кимберлит-нодуль» увеличивают ся с температурой и выше 1500 оC достигают 25 и 1.75 мас. %, соответственно.

При этом содержания K2О+Na2О и Cl синхронно снижаются вдоль всего тренда эволюции расплава.

Выводы и приложение результатов экспериментов к ассоциациям хлорсодержащих кимберлитов.

Различия в направленности трендов при переходе от карбонатитовых к кар бонатно-силикатным (кимберлитовым) расплавам в изученных системах опреде ляются валовой концентрацией Сl: ~4 мас. % в системе Ol-(Ca, Na2)CO3-(Na, K)Cl и ~0.65 мас. % – в системе «кимберлит-нодуль». Эти тренды прекрасно интер претируются фазовыми отношений в хлоридно-карбонатно-силикатных систе мах, которые позволили создать обобщённую физико-химическую модель эво люции таких систем в природе [Safonov et al., 2007, 2009]. Согласно этой модели при 5.0-5.5 ГПа псевдо-нонвариантные точки (эвтектики) в таких системах рас положены в области богатых карбонатами составов. А между Cl-содержащими карбонатно-силикатными и хлоридно-карбонатными расплавами существует широкая область несмесимости. Эта модель также согласуется и с эксперимен тами в системе перидотит-хлорид-карбонат при 7.0-16.5 ГПа [Litasov, Ohtani, 2009], в которой установлены тренды эволюции расплава схожие с трендом для системы Ol-(Ca, Na2)CO3-(Na, K)Cl. На прилагаемом рисунке тренд эволюции расплавов в системе Ol-(Ca, Na2)CO3-(Na, K)Cl при 5.5 ГПа (красные пунктирные стрелки) сравнивается с составами (1) включений Cl-содержащих карбонатито вых расплавов в алмазах (данные Д.А. Зедгенизова и О. Кляйн-БенДэвид) и оливинах [Kamenetsky et al., 2009] и (2) составами Cl-содержащих кимберлитов (данные В.В. Шарыгина и В.С. Каменецкого) из трубки Удачная-Восточная.

Соответствие экспериментального и природного трендов предполагает, что кимберлиты трубки Удачная-Восточная и включения карбонатитовых распла вов в алмазах из этих кимберлитов являлись единой системой в ходе эволюции хлоридсодержащих расплавов в верхней мантии. Причём, в широком интерва ле температур. Кроме того, эта система, скорее всего, изначально содержала 3- мас. % Cl. Такая высокая концентрация хлора возможна лишь при продолжи тельном процессе взаимодействия перидотитов верхней мантии с хлоридно карбонатными расплавами. Более низкие содержания хлора следует ожидать на начальных стадиях такого взаимодействия. При этом расплавы эволюциониру ют вдоль «прямого» тренда (синяя пунктирная стрелка на рисунке), который подобен тренду в системе «кимберлит-нодуль». Однако в обоих случаях конеч ные продукты эволюции – кимберлитоподобные расплавы с SiO2 25 мас. % и MgO/CaO 2 – возникают при температурах более 1500 °С.

Эксперименты показали, что присутствие (K, Na)Cl заметно снижает температуру солидуса карбонатизированного перидотита. Нижний интервал установленных температур (1000-1100 °С) равновесия Cl-содержащего кар бонатного расплава с Ol и Cpx согласуется с оценками по составам мине ральных включений в оливинах из хлорсодержащих кимберлитов трубки Удачная-Восточная [Kamenetsky et al., 2009]. И все же температура ликвидуса остается достаточно высокой, но вполне сравнимой с температурой ликвиду са карбонатизированных перидотитов без хлора. Это означает, что введение в систему хлоридов щелочей лишь расширяет поле стабильности карбонати товых расплавов. Эксперименты выявили интенсивность протекания пери тектических реакций между оливином и этими расплавами. Это проявляется, в частности, в образовании “верлитовой” ассоциации Ol+Cpx, сосуществую щей с карбонатитовыми расплавами, в разной степени обогащенными сили катным и хлоридным компонентами в интервале ~1000-1400 °С. Это означа ет, что оба эти минерала способны захватывать включения таких расплавов при кристаллизации. Что касается кимберлитов трубки Удачная-Восточная, то включения хлоридно-карбонатных расплавов хорошо известны в оливинах из этих кимберлитов [Kamenetsky et al., 2009]. И хотя ксенокристаллы Сpx в них экзотичны, в оливинах второй генерации (равновесных с расплавом) выявле ны включения Na-Cr-Al Срх, которые в свою очередь также содержат хло ридно-карбонатные включения [Kamenetsky et al., 2009]. Состав этого Срх соответствует давлениям порядка 5 ГПа. Несомненно, включения этого Cpx могут быть не реликтами исходного «лерцолитового» субстрата, а скорее продуктами взаимодействия, например, оливина, с хлоридно-карбонатными расплавами.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (07-05-00499 и 09-05-00354), Программ Президента РФ по поддержке молодых ученых (MД-130.2008.5) и ведущих научных школ (НШ-1949.2008.5), Фонда Поддержки Отечествен ной Науки.

Литература 1. Kamenetsky V.S., Kamenetsky M.B., Weiss Y., Navon O., Nielsen T.F.D., Mernagh T.P.

How unique is the Udachnaya-East kimberlite? Comparison with kimberlites from the Slave Craton (Canada) and SW Greenland // Lithos, 2009, doi:10.1016/j.lithos.2009.03.032.

2. Litasov K.D., Ohtani E. Phase relations in the peridotite-carbonate-chloride system at 7.0 16.5 GPa and the role of chlorides in the origin of kimberlite and diamond // Chemical Geology, 2009, v. 262, p. 29-41.

3. Navon O., Klein-BenDavid O., Weiss Y. Diamod-forming fluids: their origin and evolution // 9th International Kimberlite Conference, Extended Abstracts, 2008, A-00121.

4. Safonov O.G., Perchuk L.L., Litvin Yu.A. Melting relations in the chloride-carbonate-silicate systems at high-pressure and the model for formation of alkalic diamond-forming liquids in the upper mantle // Earth Planetary Science Letters, 2007, v. 123, p. 112-128.

5. Safonov О.G., Chertkova N.V., Perchuk L.L., Litvin Yu.А. Experimental model for alkalic chloride-rich liquids in the upper mantle // Lithos, 2009, doi:10.1016/lithos.2009.03.021.

CОПРОСТРАНСТВЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ СООТНОШЕНИЯ РУДНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ И МЕТАСОМАТИТОВ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ ЗОЛОТА Ю.Г. Сафонов, Т.М. Злобина, М.Р. Сароян ИГЕМ РАН, Москва, safonov@igem.ru В своей известной работе «Теория метасоматической зональности»

Д.С. Коржинский [1982] отметил, что в процессе фильтрации соединения мно говалентных металлов (Al, Ti, Zr, W,Sn, Mo, Nb, Ta, редкие земли) являются наименее подвижными, а одно-двухвалентные (Ag, Cu, Hg, Pb, Zn) проявляют в постмагматических процессах значительную подвижность. Если первые кон центрируются в зонах преобладающего кислотного выщелачивания, то вторые – в отрыве от этих зон, проявляя свою основность. Золото отсутствует в этих пе речнях, но, по своей подвижности, отраженной в его распространенности в раз личных минеральных обстановках, должно быть отнесено к последним, образуя с ними явные парагенетические ассоциации. Гидротермальные золоторудные месторождения были среди основных объектов, при изучении которых разраба тывались представления об околорудно-измененных породах и площадных ме тасоматитах, о метасоматических и рудно-метасоматических формациях [Жа риков, Омельяненко, 1965, 1978]. Жильные золоторудные месторождения, ха рактеризующиеся локализацией в различных геологических обстановках и раз нообразием минеральных типов, уже на первом этапе изучения метасоматизма, послужили основанием для выделения ряда типов околорудных метасоматитов, среди которых один из наиболее распространенных – березиты. При этом были выявлены не только закономерности сонахождения определенных минераль ных типов руд золота и метасоматитов, но и их генетические связи. Лишь еди ничные типы золоторудных жил не сопровождаются зонами гидротермального изменения пород. Среди них оказались знаменитые седловидные жилы место рождения Бендиго (Австралия, 700 т Au).

Многочисленные открытия новых золоторудных месторождений в про шлом веке расширили, и без того значительный, диапазон околорудных мета соматитов и привели к необходимости изучения рудных, в нашем случае, зо лотоносных метасоматитов. Золото часто отмечалось в околожильных зонах изменения, а также в жилообразных минерализованных зонах, сложенных в значительной части метасоматитами. Но концентрации золота, в тех и других случаях, не отвечали кондиционным. Открытие залежей и большеобъемных масс минерализованных пород с рассеянным вкрапленным и вкрапленно прожилковым оруденением в терригенных комплексах, а также в вулканиче ских породах изменило к настоящему времени ситуацию радикально. Были открыты также уникальные и крупные комплексные (Au-Cu-U, Au-U, Au-Cu Fe-Bi) месторождения, в том числе, полигенные, сформированные при про явлении интенсивных метасоматических процессов в различных средах и флюидо-динамических, физико-химических условиях, в широком диапазоне Р-Т параметров. Освоение бедных и, даже, ультрабедных руд золота, локали зованных в различных метасоматитах, оказалось рентабельным. В связи с этим, проблема минеральных систем золоторудных месторождений, характе ризующихся многообразием ассоциаций золота и метасоматитов, охватывает весь комплекс вопросов их пространственно-генетических соотношений. В наших исследованиях эти задачи соединяются. Основное внимание нами уде ляется систематизации и интерпретации огромной информации об устойчивых ассоциациях рудных минералов и метасоматитов в месторождениях различ ных генетических типов.

Представления о генетических типах золоторудных месторождений, о зо лоторудных формациях далеки от унифицированности, но большинством иссле дователей признаются или допускаются (в полной мере, или частично) следую щие генетические категории (классы, серии) гидротермальных месторождений золота: вулканогенные, плутоногенные, метаморфогенные, инфильтрационные.

Количество выделяемых геологических, геолого-генетических типов – форма ций и субформаций месторождений, выделяемых различными авторами, изме няется от 8-10 до 15-20 и более, в зависимости от используемых критериев вы деления типов (формаций) месторождений и оценки значимости. Основное зна чение в систематиках золоторудных месторождений, как и других, придается минеральному составу руд, главным образом, устойчивым рудным ассоциаци ям, обозначаемым в названии типов (формаций). Из жильных минералов в та ком качестве используется кварц (+ карбонат) и лишь некоторые авторы ис пользуют другие минералы. Ассоциации метасоматических минералов, сопро вождающих рудные тела или образующих таковые, как правило, приводятся в основных характеристиках типов (формаций), иногда – как представляющие определенные формации метасоматитов (метасоматические формации). Одни ми авторами эти формации понимаются как отвечающие представлениям об «околорудных» изменениях, отличающихся от «площадных» метасоматитов, другими – как объединяющие те и другие. Золоторудные концентрации извест ны в основном в породах пропилитовой, березитовой, аргилизитовой метасома тических формаций, как и в лиственитах, калишпатовых метасоматитах, турма линитах, во вторичных кварцитах – джаспероидах, в зонах серицитизации, кар бонатизации пород. Золотоносные скарны выделяются, как относящиеся к ге нетическому классу эндогенных месторождений, представляя собой наиболее четко выраженные метасоматические образования. Закономерные сонахожде ния руд золота определенного состава и метасоматитов различных формаций отражены в систематике золоторудных месторождений, принятой авторами доклада (таблица 1).


В систематику вошли только те группы месторождений, в каждой из кото рых представлены крупные месторождения ( 100 т Au), включая комплексные золотосодержащие, в которых концентрации золота также превышают 100 т.

До недавнего времени, исключением в этой систематике являлись скарновые месторождения, среди которых не были известны крупные месторождения.

В реалиях такие месторождения существуют и представлены они магнетитовы ми скарнами (Салобо – 400 т Au и др.).

Таблица Геолого-генетические типы золоторудных и золотосодержащих месторождений – типоморфные «околорудные»

метасоматические изменения Геологические типы Типоморфные «околорудные» Крупнейшие метасоматические изменения месторождения I Золотоносные Окварцевание, серицитизация Вентерсдорп «конгломераты» (рифы) (кпш*, хлоритоид, фуксит) Контакт риф Окварцевание, углеродизация Карбон-Лидер, Ваал риф Окварцевание, гематитизация Тарква II Золото-(сульфидно) Биотитизация, амфиболизация, Колар, Хатти кварцевые окварцевание (диопсид, гранат, зелено-каменных мусковит, хлоритоид) комплексов Окварцевание, карбонатизация, Холлинджер, серицитизация (фуксит, кпш) Керр Аддисон Карбонатизация, серицитизация, Калгурли альбитизация III Золото-сульфидно- Карбонатизация, амфиболизация, Хоумстейк силикатные в породах хлоритизация Мору-Велью железистой формации Хлоритизация, оталькование, Тенант Крик карбонатизация, серицитизация (магнетит, гематит) IV Золото-сульфидно- Окварцевание, мусковитизация Хемло калишпат-кварцевые (фуксит, кпш, барит) в вулканогенно-осадочных Мусковитизация, биотитизация, Биг-Бэлл комплексах хлоритизация (карбонат, эпидот) V Золото-сульфидно- Окварцевание, биотитизация, Мурунтау, кварцевые в серицитиза ция, калишпатизация метатерригенных (карбонатизация, турмалин) комплексах Карбонатизация, серицитизация, Олимпиада окварцевание (биотит, кероген) Сухой Лог VI Золото-сульфидно- Беризитизация, листвинитизация, Березовское, кварцевые, серицитизация, окварцевание, Кочкарь, Бестюбе ассоциированные с хлоритизация, (кпш, биотит, интрузивными телами турмалин) Окварцевание, серицитизация, Даблин Галч карбонатизация (биотит, альбит) Форт-Кнокс VII Золотоносные скарновые Скарны пироксен-гранатовые Никель-Плейт Скарны волластонитовые Восток, Сандонг Скарны магнетит-пироксен- Салобо, гранатовые Быстринское VIII Золото-сульфидно- Окварцевание, аргиллизация, Голдстрайк, карбонат-кварцевые углеродизация (иллит, каолинит) Карлин в карбонатных Кальцитизация, окварцевание, Лебединое комплексах гематитизация IX Золото-(сульфидно) – Аргиллизация, окварцевание, Янакоча, Балей кварцевые эпитермальные адуляризация Окварцевание, серицитизация Кочбулак Геологические типы Типоморфные «околорудные» Крупнейшие метасоматические изменения месторождения Х Золотоносные медно- Пропиллитизация, биотитизация, Грасберг порфировые хлоритизация (кпш) Алмалык XI Железо-оксидные, Серицитизация, хлоритизация, Олимпик Дэм медные золото-урановые гематитизация, окварцевание (флюорит, сидерит) XII Золотоносные Пропиллитизация, окварцевание, Гайское, колчеданные серицитизация, хлоритизация Роян Норанда ХIII Золото-урановые Окварцевание, Элькон адуляризация XIV Золото-сурьмяно- Аргиллизация, окварцевание Кючюс ртутные (алунит, хлорит) *) кпш – калиевые полевые шпаты (олигоклаз –микроклин) Приводимый перечень типоморфных метасоматических изменений вме щающих пород на месторождениях золота далеко не полный, так как месторо ждения, относимые к определенным типам, в большинстве своем имеют боль шие-меньшие различия. Эти различия выражаются, преимущественно, в коли чественных соотношениях основных минералов в метасоматитах, реже – в ин тенсивности распространения относительно редко встречающихся (фуксит, турмалин и др.). Последние часто представлены в мелких – средних месторож дениях, не имеющих аналогов среди известных крупных месторождений. Как наиболее примечательные, следует отметить золото-палладиевые фукситовые зоны в кислых вулканитах Кожимского поднятия (месторождение Чудное и др.), золотоносные углеродистые метасоматиты в Забайкалье и Приамурье (место рождение Погромное и др.). Их объединяет приуроченность к тектоническим зонам, связанным с разломами глубинного заложения, но ограниченность ин формации не позволяет определить вероятную принадлежность к фланговым периферийным зонам продуктивных рудообразующих систем, либо к автоном ным или эксклюзивным гидротермальным образованиям. Подобные задачи от носятся и к перечисленным наиболее представительным геолого-генетическим типам месторождений, так как генетические модели соответствующих рудооб разующих систем для большинства типов остаются малоинформативными. К исключениям можно отнести лишь некоторые. К таким относятся модели эпитер мальных золоторудных и золотоносных медно-порфировых месторождений, а также месторождений «карлинского» типа – золото-сульфидно-карбонат кварцевых в углеродистых карбонатных комплексах. Эти месторождения пред ставляют малоглубинные – близповерхностные рудно-метасоматические форма ции, связанные с глубинными магматическими источниками, имеющими четкую рудную и петро-геохимическую специализацию флюидных рудообразующих сис тем. В рудной специализации и геологической позиции отчетливо выражены при знаки мантийно-корового нахождения флюидо-генерирующих магматических очагов, а в метасоматическом своеобразии отражено взаимодействие глубин ных флюидов и метеорных вод-растворов, обусловливающее, в частности, трудности разграничения процессов площадного и околорудного метасоматоза.

Аналогичные трудности характеризуют и другие группы рудно метасоматических формаций, особенно докембрийских месторождений в зеле нокаменных поясах и большеобъемных месторождений в фанерозойских терри генно-сланцевых комплексах. В разрешении этих трудностей и других проблем пространственно-генетических соотношений процессов рудообразования и ме тасоматоза, важное значение имеют целевые исследования месторождений как минеральных систем, образующихся в процессах функционирования флюид ных рудообразующих систем. При таком подходе объединяются исследования физико-химических процессов развития последних с анализом их геодинамики, петрофизического состояния и фильрационных свойств образующихся мине ральных комплексов. Опыт таких исследований, хотя и без определения место рождений как минеральных систем, имеется. Он отражен в работах по место рождению Балейского рудного поля [Балейское, 1984], Мурунтау [Золоторуд ное…, 1998;

Русинова, Русинов, 2003] и некоторым другим. В наших исследо ваниях этот подход используется при изучении минеральной системы месторо ждения Сухой Лог, наиболее значительный вклад в изучение метасоматитов ко торого внесен коллективом, возглавлявшимся В.Л. Русиновым [Русинов и др., 2008]. Важными результатами этих исследований и проводимых нами работ [Сафонов, Злобина, Сароян, 2006] является вывод о том, что вкрапленная золо торудная минерализация, локализующаяся в метасоматитах определенных ти пов, обусловлена специализацией протоисточника, генерирующего рудоносные флюиды и, во многом, закономерностями динамического «саморазвития» флю идной системы при изменяющихся в пространстве и во времени гидродинами ческих и физико-химических параметрах [Рундквист, 1997].

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, грант №09-05-00423.

Литература 1. Балейское рудное поле (геология, минералогия, вопросы генезиса). М., 1984. 271 с.

2. Жариков В.А., Омельяненко Б.И. Некоторые проблемы изучения вмещающих пород для металлогенических исследований // Изучение закономерностей размещения минерализации при металлогенических исследованиях рудных районов. М. : Недра, 1965. С. 119-195.

3. Жариков В.А., Омельяненко Б.И. Классификация метасоматитов. // Метасоматизм и ру дообразование. М. : Наука, 1978. С. 9-27.

4. Золоторудное месторождение Мурунтау. Ташкент : Изд-во ФАН, 1998.

5. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. Изд-е 2-е. М. : Наука, 1982. 104 с.

6. Рундквист Д.В. Фактор времени в образовании гидротермальных месторождений: перио ды, эпохи, этапы и стадии рудообразования // Геология рудных месторождений. 1997. Т. 39. № 1.

С. 10-22.

7. Русинова О.В., Русинов В.Л. Метасоматический процесс в рудном поле Мурунтау (За падный Узбекистан) // Геология рудных месторождений. 2003. Т. 45. № 1. С 75-96.

8. Русинов В.Л., Русинова О.В., Кряжев С.Г. и др. Околорудный метасоматизм терригенных углеродистых пород в Ленском золоторудном районе // Геология рудных месторождений, 2008.

Т. 50. № 1. С. 3-46.

9. Сафонов Ю.Г., Злобина Т.М., Сароян М.Р. Пространственные и генетические соотно шения прожилково-вкрапленного и жильного гидротермального оруденения // Руды и метал лы. 2006. № 3. С. 20-33.

ЭВОЛЮЦИЯ КИСЛОТНОСТИ-ЩЕЛОЧНОСТИ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ КОРУНДСОДЕРЖАЩИХ МЕТАСОМАТИТОВ В МЕТАБАЗИТАХ ЧУПИНСКОЙ ТОЛЩИ БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА Н.С. Серебряков, Д.И. Корпечков ИГЕМ РАН, Москва, nikserebr@yandex.ru;

korpechkov@yandex.ru Эволюция кислотности-щелочности гидротермальных растворов обычно связывается с активностью очагов гранитной магмы. Однако эта эволюция вне связи с гранитными массивами мало изучена. В метабазитах чупинской толщи Беломорского подвижного пояса (БПП) исследованы проявления метасоматиз ма, не связанного с гранитным магматизмом, и приведшего к возникновению как корундсодержащих пород, так и замещающих их кварцевых эпидозитов и цоизититов. Очевидно, что здесь проявлены метасоматические процессы, раз личающиеся по кислотно-щелочности гидротермальных растворов. Целью док лада является показать соотношения между этими процессами и выявить эво люцию режима кислотно-щелочности в ходе метасоматизма.


Метаморфические породы чупинской толщи формировались преимуще ственно в условиях амфиболитовой фации в позднем архее (2,7-2,6 млрд лет) и в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций в раннем протеро зое (1,9-1,8 млрд лет) [Бибикова и др., 2004]. На раннепротерозойском этапе на метаморфические породы вдоль локальных зон сдвиговых деформаций также были наложены процессы метасоматизма, одним из продуктов которых явля ются корундсодержащие метасоматиты. Среди последних выделяются два типа, замещающие, соответственно, кианитовые гнейсы и метабазиты (амфиболиты и амфиболовые сланцы) [Серебряков, Аристов, 2004]. Особый интерес представ ляет второй тип – корундсодержащие породы в метабазитах (проявления Дяди на гора, Варацкое, Высота 128, Кулежма, Перуселька, Важенка), который ха рактеризуется минеральным составом, уникальным для пород БПП: кроме ко рунда, здесь найдены ставролит, сапфирин, хёгбомит, шпинель и кордиерит.

Еще одной характерной чертой этого типа корундсодержащих пород является широкое развитие здесь более поздних эпидот- и цоизитсодержащих метасома титов, образованных при замещении корундсодержащих и ассоциирующих с ними пород.

Данные корундсодержащие метасоматиты находятся в амфиболизиро ванных краевых частях интрузивов комплекса лерцолит-габброноритов и реже в амфиболитах и амфиболитовых сланцах неясного генезиса. Они образуют не большие (мощностью до 20 м) тела линзообразной или более сложной формы.

На проявлении Дядина гора метасоматиты слагают кулисообразную структуру, что указывает на их приуроченность к зоне сдвиговых деформаций, рассекаю щей массив габброидов.

Метасоматиты сложены преимущественно амфиболом (до 80%), либо кальциевым (роговой обманкой, чермакитом или редко паргаситом), либо Mg Fe-амфиболом (антофиллит-жедритом), либо и тем, и другим. Также могут встречаться в разных количествах гранат, биотит, хлорит, ставролит, кианит, сапфирин, хёгбомит, шпинель, кордиерит, карбонаты и другие минералы. Вы делены два типа зональности метасоматитов в зависимости от участия в составе пород ортоамфибола. В первом типе данный минерал появляется уже во внеш них зонах, во втором типе – только в тыловой или примыкающей к ней зоне. В первом типе (с ортоамфиболом) обобщенная зональность следующая: 0) исход ные метабазиты, 1) Cam+Oam, 2) Oam+Cam+Ky±Grt, 3) Oam+Cam+St+Crn±Grt, 4) Oam+Grt+Cam, 5) Oam+Cam+Spl, 6) Oam. Во втором типе (без ортоафибола):

0) исходные метабазиты, 1) Cam+Ky±Grt, 2) Cam+St+Crn±Grt+Pl (в породе при сутствуют St-Pl- и Crn-Pl-псевдоморфозы по кианиту), 3) Cam+Spl+Hgb, 4) Oam+Spr, 5) Oam+Grt, 6) Oam. Породами зональности без ортоамфибола сме няются породы тыловой зоны преимущественно по простиранию своих тел, то гда как породы зональности с ортоамфиболом примыкают к тыловой зоне вкрест ее простирания. При кулисообразном расположении тел тыловой зоны выделенные разновидности зональности накладываются друг на друга с обра зованием смешанной «зональности».

Внутренние зоны в указанных типах зональности (зоны 4-6 или 5-6, соот ветственно) сложены грубозернистыми жедрититами, в которых находятся ги гантские кристаллы граната (диаметром до 20 см). Кристаллы граната являются футлярами и содержат множество минеральных включений (Cam, Ky, Crn, St, Spl, Spr), при этом они сами замещаются жедритом или жедритом в ассоциации с Cam и Spl. Жедрититы участками сильно биотитизированы, с образованием почти мономинеральных биотититов. На проявлении Дядина гора в этих поро дах вместе с биотитом часто появляется доломит, а внутри футляров граната найден редкий парагенезис Crd+Dol+Cum [Серебряков, 2004].

В обоих типах зональности к тыловой зоне в породах происходит значи тельное уменьшение содержания SiO2 (с 52 до 41 мас. %) и СаО и увеличение Al2O3, MgО и Feобщ, а также возрастает магнезиальность. При развитии биотита резко возрастает К2О. Таким образом, состав метасоматитов, и, особенно, зон жедрититов, значительно отличается от состава возможных в данном районе магматических основных и ультраосновных пород. Состав минералов метасо матитов (амфиболов, граната и биотита) также характеризуется повышенной магнезиальностью и/или глиноземистостью по сравнению с такими же минера лами из вмещающих метабазитов. Температура образования данных корундсо держащих пород составляет 600-700 °С при давлении ~ 6-8 кбар [Серебряков, Аристов, 2004].

Эпидот- и цоизитсодержащие метасоматиты развиваются преимущест венно за счет корундсодержащих и ассоциирующих с ними пород, содержащих кальциевый амфибол (породы зональности без ортоамфибола, реже исходные амфиболовые сланцы и амфиболиты). Выделяются цоизит-эпидотовые, цоизит кварцевые, реже эпидотовые и кварц-эпидотовые породы (в малых количествах в них присутствуют кальциевый амфибол, гранат, плагиоклаз), а также цоизи тизированные или эпидотизированные разновидности вмещающих пород (ко личество цоизита и эпидота в породе ~ 20-40 %). Эпидотовые и цоизитовые по роды образуют тела линзообразной или более сложной формы мощностью от первых см до первых метров и длиной по простиранию до первых десятков метров. Тела обычно ориентированы преимущественно согласно простиранию тел корундсодержащих метасоматитов. Их границы с вмещающими породами четкие, но неровные. В эпидот- и цоизитсодержащих метасоматитах часто встречаются реликты замещаемых пород.

Породы наиболее распространенного эпидот-цоизитового состава (прояв ления Дядина гора, Варацкое, Кулежма, Высота 128) имеют отчетливо зональ ное строение. В обобщенном виде зональность следующая: 0) исходные породы (Cam, Cam+Ky±Grt, Cam+Crn±St+Pl, Cam+Pl±Grt), 1) они же, цоитизированные (Cam+Zo±Grt±Pl±Ky±Crn±Pl±St), 2) Zo+Ep, 3) Zo+Qtz, 4) Qtz (в виде линз и прожилков в зоне 3). Цоизит в зонах 1-3 образует идиоморфные кристаллы (от первых миллиметров до 4 см), в цоизит-эпидотовой породе эти кристаллы на ходятся внутри среднемелкозернистой массы эпидота. Изредка (на проявлении Кулежма) в зоне 3 вместо цоизита образуется кианит. В породах без цоизита (проявление Перуселька) зональность следующая: 0) исходные породы (Cam+Crn), 1) они же, эпидотизированные (Cam+Ep±Crn), 2) Ep+Qtz, 3) Qtz (также в виде прожилков и линз в зоне 3).

Подобные метасоматические колонки, очевидно, формировались при ки слотном выщелачивании пород с поочередным выносом оснований вплоть до образования мономинеральной кварцевой зоны. Для данного процесса харак терна повышенная активность кальция, обеспечивающая устойчивость высоко кальциевых фаз вплоть до предтыловой зоны.

Температура образования эпидот- и цоизитсодержащих пород по мине ральным парам Cam и Grt из цоизитизированных пород оценена в 540-590 °С.

Кроме эпидот- и цоизитсодержащих пород по корундсодержащих метасомати там (обычно по жедрититам и биотититам внутренних зон, редко по роговооб манковым породам) также развиваются хлорититы (±Grt, Ath, Cam). На прояв лении Перуселька в хлорититах образуются отдельные кристаллы или скопле ния турмалина. Жилки последнего отчетливо секут эпидозитовые тела, что ука зывает на более позднее образование хлорититов с турмалином по сравнению с эпидозитами. Вероятно, возрастные отношения между эпидот- и цоизитсодер жащими породами и хлорититами такие же и на других проявлениях корунда апобазитового типа.

Описанные эпидотовые и цоизитовые кварцсодержащие породы развиты исключительно среди метасоматитов апобазитового типа и постоянно в них присутствуют. Среди же других образований чупинской толщи их не наблюда ется. Это указывает на генетическую связь между эпидот-цоизитовыми и ко рундсодержащими породами. Соотношения между описанными породами и процессами их образования соответствуют модели эволюции кислотности щелочности растворов, предложенной Д.С. Коржинским [например, Коржин ский, 1955] согласно которой при развитии метасоматической системы проис ходит смена ранней щелочной стадии кислотной, а затем поздней щелочной стадией. В связи с тем, что образование корундсодержащих метасоматитов на указанных проявлениях всегда предшествует кислотному метасоматизму, их образование может быть отнесено к ранней щелочной стадии. На щелочной ха рактер процесса указывают возрастание магнезиальности пород (и их минера лов) и вынос из них кремнезема. Последнее, в целом, характерно для щелочных метасоматических процессов, например, для фенитизации. Одной из возмож ных причин эволюции флюида от щелочного к кислому является снижение температуры. Это соответствует нашим оценкам температур, согласно которым эпидот- и цоизитсодержащие метасоматиты образуются при более низких тем пературах. Возможно, что хлоритизация, являющаяся самым поздним процес сом на проявлениях, относится уже к поздней щелочной стадии. Особенности описанной выше эволюции кислотности-щелочности метасоматических про цессов в чупинской толще состоит в том, что она происходит вне связи с гра нитными интрузиями и вызвана действием глубинных флюидов вдоль зон про ницаемости в пределах БПП. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект 09-05-00193.

Литература 1. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Глебовицкий В.А., Клаессон С., Шельд Т. Этапы эво люции Беломорского подвижного пояса по данным U-Pb цирконовой геохронологии (ион ный микрозонд NORDSIM) // Петрология, 2004. Т. 12. № 3. С. 227-244.

2. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Условия локализации проявлений коллекционного корунда в породах чупинской толщи беломорского комплекса в Северной Карелии // Изв.

Вузов: Геология и разведка. М.: 2004. № 4. С. 36-42.

3. Серебряков Н.С., Астафьев Б.Ю., Воинова О.А. и др. Первое локальное Th-U-Pb датирование циркона метасоматитов Беломорского подвижного пояса // ДАН, 2007. Т. 413. N 3. С. 388-392.

4. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР, 1955. С. 334-456.

ЗАКОНОМЕРНОСТИ ПРИРОДНЫХ ПРОЦЕССОВ РАСТВОРЕНИЯ СИЛИКАТНЫХ ПОРОД А.И. Сережников ИГЕМ РАН, Москва В природных условиях широко распространены и доступны для изучения процессы растворения силикатных и др. пород подземными водами, зоны ак тивного (свободного) водообмена. Ее глубина до 0,5-1,0 км. Изучение этих процессов, протекающих при однородной низкой температуре, делает более очевидным влияние на растворение пород других факторов, в частности pH среды. Подземные воды залегают под рыхлыми образованиями зоны аэрации, в основании которой – над водоупором – обычно развиты грунтовые воды.

В случае грунтовых вод имеет место просачивание в условиях неполного на сыщения вмещающей породы или почвы водой, а в случае подземных – фильт рация. Грунтовые воды открыты для компонентов атмосферы, особенно для ки слорода, а подземные воды вместе с породами, которые их вмещают, образуют относительно закрытые системы. Минерализация подземных вод образуется на месте – за счет пород, с которыми реагирует метеорная или отфильтрованная грунтовая вода, содержащая атмосферную или почвенную углекислоту, причем величины pCO2 по всему горизонту обычно выровнены.

Известно, что если система характеризуется независимыми переменными T, p и ni, то полный дифференциал ее изобарного потенциала имеет вид:

idni dG=Vdp-SdT+ (1) где ni – масса какого-либо компонента раствора, а i – его химический потен циал.

В рассматриваемой системе подземных вод и пород температура и давле ние постоянны (их градиентами можно пренебречь). Поэтому уравнение (1) преобразуется в:

dG= idni (2) Величина i представляет собой разность химических потенциалов ком понента в твердой и жидкой фазах. Она является движущей силой процесса растворения породы. При равновесии между фазами dG=0. Функция (2) облада ет тем свойством, что если массы всех компонентов возрастают в какое-то чис ло раз, то и изобарный потенциал системы возрастает в такое же число раз.

Применительно к природным системам подземных вод и пород это должно оз начать, что для оценки равновесия между твердой и жидкой фазами наиболь шее значение имеют компоненты с большими массами. Это главные породооб разующие компоненты. К химическому потенциалу i по своему содержанию близка растворимость химических компонентов, вернее способность их высво бождения из минералов.

Приближение к равновесию характерно для карбонатных формаций, что связано с высокой растворимостью их главных минералов, прежде всего каль цита. Воды имеют относительно высокую минерализацию и "похожи" по соста ву на породы (табл. 1) – они гидрокарбонатно-кальциевые (из-за присутствия CO2;

если же углекислота отсутствует, то в воде будут только Ca2+ и CO32-).

Таблица Примеры химического состава подземных вод, мг/л Na+ K+ Ca2+ Mg2+ HCO3 SO42 Примеры Cl SiO2 Минера- pH t,°C лизация 1 3,3 0,32 53,3 10,0 190,0 4,5 16,8 7,9 303,2 7,3 12, 2 7,8 0,8 13,2 3,9 46,2 7,2 6,7 22,9 95,8 7,0 5. 3 23250 202 Не 70 2314 70 Не 8300 55000 11,9 Хол.

обн. обн.

4 10,0 2,0 19,0 3,0 Не 9,0 48,0 76,0 200 3,9 5, обн.

Примечание: 1 – карбонатная формация (хребет Б.Каратау). 2 – Среднее для грано диоритов и андезитов. 3 – нефелиновые сиениты Ловозерского массива (в графе “HCO3” – содержания CO32-). 4 – малоглубинные гидротермально измененные породы. Источники све дений: 3 – Крайнов и др., 1969. Остальные примеры – данные автора [Сережников, 2008].

Минералы кремнезема, несмотря на имеющиеся различия, мало раство римы, а уравнение (2) лишь указывает на то, что для достижения равновесия необходимо растворить большие массы кремнезема – главного компонента по род. Поэтому подземные воды, циркулирующие в силикатных породах, имеют, как правило, низкую минерализацию и по составу мало напоминают породы.

Они гидрокарбонатные кальциевые или натриевые (табл. 1). Это – результат реакций силикатов с водой и углекислотой [Сережников, 2008].

Силикатные породы состоят из различных минералов кремнезема – сили катов и окислов – гидроокислов (кварца, халцедона, опала и др.). Переходя в подземные воды, их кремнезем трансформируется в H4SiO4 – ортокремневую кислоту. При температуре 20-250 °С и pH 8,0 кремнезем остается в этой форме до тех пор, пока его (SiO2) концентрации не достигнут 120-140 мг/л [Iler, 1980].

Это, как показывают многочисленные эксперименты, отвечает растворимости в тех же условиях наиболее растворимой формы окисла кремния – аморфного кремнезема (а.к.). При нарастании содержаний в тех же условиях кремнезем полимеризуется, выпадает осадок а.к. Для природных условий это означает, что насыщение природной воды кремнеземом контролируется не какой-либо его природной формой, а а.к. [Сережников, 1990]. Осадок а.к. трансформируется в более плотные формы – опал – халцедон – кварц.

При низкой температуре в нейтральной среде насыщение подземной воды кремнеземом практически неосуществимо. Как показывают полевые наблюдения, оно становится возможным в щелочной и кислых областях. Это объясняется тем, что растворимость силикатных пород сопоставима с растворимостью их главного химического компонента – кремнезема (прежде всего а.к.), зависящей от pH среды.

В щелочной среде продукт растворения минералов кремнезема – орток ремневая кислота диссоциирует (Iler, 1980):

H4SiO4=H3SiO4+H+ pK1=9,9(250) (3) Возможна и дальнейшая диссоциация с нарастанием pH раствора, а сле довательно, и концентраций растворенного кремнезема, вплоть до порядков, по сравнению с нейтральной областью (рис. 1).

Рис 1. Растворимость аморфного кремнезема в зависимости от pH при температуре 20-25 °С. Сплошная линия – вода и буферные растворы [Iler, 1980). Пунктир – эксперименты с Fe(OH) Основным источником минерализации подземных вод являются силика ты (кварц малорастворим, а менее плотные формы SiO2 обычно сами отлагают ся из раствора). Силикаты представляют собой соли сильных оснований (ще лочных и щелочноземельных металлов) и слабых кислот (соединений кремне зема с Al и H). При их растворении происходит гидролиз, и реакция раствора становится щелочной. Этот процесс давно подтвержден лабораторными дан ными: при дроблении минералов кремнезема их водные суспензии, как правило, имеют щелочную реакцию, при этом можно построить такой ряд нарастания pH:

мусковит – 7-8, анорит – 8, нефелин – 10, оливин – 10-11, актинолит – 11.

В природных условиях присутствующая в водах углекислота обычно по нижает pH раствора и щелочные среды характерны лишь для отдельных типов пород;

при этом выделяются воды нефелиновых сиенитов – они резко щелоч ные и содержат массы кремнезема (табл. 1). На примере Ловозерского массива показано, что под влиянием образующихся сильно щелочных растворов пер вичная порода – нефелиновый сиенит интенсивно перерабатывается. Возника ют вторичные минералы: селадонит, каолинит, галлуазит, нонтронит, разно видности опала, кварц, кристобалит, трона, сода и др. [Семенов, 1972]. Это сви детельствует о наступлении равновесия между водой и породой и последующим пересыщением раствора отдельными компонентами исходной породы и пере отложением их в виде новых минеральных форм.

Для природных условий характерен также пик концентраций кремнезема в кислой области [Сережников, 1990]. Природа его кинетическая: при низкой температуре в нейтральных средах силикаты растворяются крайне медленно, а в кислой среде процесс протекает интенсивно. В экспериментах по растворе нию в кислых растворах железистых силикатов и пород, содержащих эти сили каты, были получены концентрации кремнезема, значительно превышающие растворимость а.к. в области pH 8,0;

аналогичные данные получены и в экс периментах по растворению искусственного а.к. в кислой среде в присутствии Fe(OH)3 (рис. 1).

Кислые растворы возникают преимущественно в массивах гидротермаль но измененных пород. При этом из-за подвижности кремнезема и ряда других породообразующих компонентов происходит дополнительное низкотемпера турное преобразование пород, возникают новые глинистые минералы: гипс, се ра и др. Кислые растворы захватывают и неизменные породы, в результате поля измененных пород могут расшириться. Процесс, вероятно, идет по схеме:

плагиоклаз+пирит (сера, алунит)+H2Oглинистый минерал+Ca2++SO42-+H4SiO4 (4) В результате, несмотря на отсутствие в первоначальных измененных по родах гипса, воды стремятся к “гипсовым”, при этом они обогащены кремнезе мом (табл. 1). Из вод осаждается гипс, а также аморфный кремнезем, перехо дящий в опал.

Литература 1. Крайнов С.Р., Мерьков А.Н., Петрова Н.Г. // Геохимия, 1969, №7, с. 791-796.

2. Семенов Е.И. Минералогия Ловозерского щелочного массива. М. : Наука, 1972.

3. Сережников А.И. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1990, № 36, с. 106-116.

4. Сережников А.И. // Проблемы геологии рудных месторождений, минералогии, петро логии и геохимии. М. : ИГЕМ РАН. 2008, с. 190-199.

5. Iler R.K. The chemistry of silica N.Y. Willey. 1980.

ЗОНЫ ТОНКОЙ СУЛЬФИДИЗАЦИИ И ГИДРОТЕРМАЛЬНОЕ РУДООБРАЗОВАНИЕ ПО Д.С.КОРЖИНСКОМУ А.А. Сидоров, А.В. Волков, В.Ю. Алексеев ИГЕМ РАН Москва, koluma@igem.ru Схема рудообразующего процесса по Д.С. Коржинскому [1966] “ликвиди ровала” иррациональные специализированные рудоносные растворы;



Pages:     | 1 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |   ...   | 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.