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 |   ...   | 10 | 11 || 13 | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 12 ] --

ее механизм достаточно прост: волна кислотности в потоке постмагматических растворов опе режает основные компоненты в силу кислотно-основного фильтрационного эф фекта (что подтверждено экспериментально). В результате происходит интенсив ное кислотное выщелачивание пород и обогащение растворов выщелоченными рудными компонентами, затем вследствие ухода волны кислотности и пресыще ния растворов по трещинам и порам вмещающих пород отлагаются рудные мине ралы. Следует заметить, что гидротермальные изменения пород по этой схеме чрезвычайно широко распространены в природе. Огромные блоки гидротермально измененных пород (пропилитов, кварцитов, зеленосланцевых зон метаморфизма и других проявлений регрессивного метаморфизма) обычно рассматриваются в каче стве поисковых признаков рудных месторождений. В подавляющем большинстве случаев эти блоки безрудны или спорадически (фоново) рудоносны, хотя и насы щены жилами, минеральные ассоциации которых идентичны нерудным ассоциа циям богатых жильных месторождений (кварц, полевые шпаты, хлорит, гидро слюды, глинистые минералы). Причины этого явления объясняются отсутствием эффективных источников рудного вещества. В частности, на примере ряда рай онов Тихоокеанского пояса установлено, что рудоносные жилы всегда формиру ются или почти одновременно с зонами вкрапленных руд, или за счет их выщела чивания. Зоны вкрапленных руд в свою очередь развиваются унаследовано от бо лее древних металлоносных пород или глубинных источников рудного вещества.

При изучении эпитермальных золото-серебряных месторождений северо востока Азии нами было установлено, что число качественно различных мине ральных (минералого-геохимических) ассоциаций на этих месторождениях не превышает числа рудных формаций соответствующего региона [Российский металлогенический словарь, 2003]. А изотопный состав свинца эпитермальных золото-серебряных и мезотермальных золото-кварцевых руд Центрально Колымских террейнов сопоставим, и резко различен в аналогичных рудах Омо лонского кратона (золото-серебряное месторождение Кубака) и Чукотских тер рейнов (золото-сульфидное месторождение Майское). Эти данные объективно подтверждают наши представления о различных источниках рудного вещества в минералогически однотипных месторождениях в пределах разных рудных районов [Сидоров,1992]. Исследования месторождений базовых формаций (колчеданных, порфировых, сульфидных вкрапленных руд) еще более отчет ливо подтвердили эту закономерность. Минеральные ассоциации базовых ме сторождений полностью отражают состав своего рудноформационного ряда и позволяют сделать вывод о единстве (родстве) рудообразующего флюида в пределах определенных структур или даже террейнов того или иного типа.

Дифференциация флюида, метаморфизм и “специализация” гидротерм происхо дит, по-видимому, в процессе рудоотложения или переотложения (реювенации).

Развиваемая нами концепция рудноформационных рядов зиждется, сле довательно, на понятии о родоначальном металлоносном флюиде, отлагавшим или переотлагавшим как комплексные недифференцированные, так и диффе ренцированные (до монометалльных включительно) рудные образования в пре делах конкретной геологической структуры. Большинство крупнейшие место рождения комплексных руд относятся к базовым формациям. Зная типоморф ные минералого-геохимические ассоциации этих месторождений нетрудно по строить абстрактный рудноформационный ряд соответствующего рудного рай она;

по стадийным минеральным ассоциациям можно с высокой долей вероятно сти предсказать реальный состав жильных месторождений района. Подобным же образом может быть решена и обратная задача – прогнозирования месторожде ний базовой формации по отдельным жильным рудопроявлениям района.

Рудноформационные ряды, имеющие в качестве базовых формаций зоны тонкорассеянной сульфидной (а в докембрийских толщах нередко гематитовой) минерализации, весьма распространены в земной коре и разнообразны по своему генезису. Изучены эти зоны крайне фрагментарно и только на участках, где суль фидная вкрапленность образует промышленные скопления руд. В основном зоны тонкорассеянной минерализации в терригенных, карбонатных или вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщах по содержанию металлов (благородных, ред коземельных) на порядок или даже совсем незначительно превосходят свои клар ки в земной коре. Однако зоны имеют региональное развитие, размеры их опреде ляются десятками и даже сотнями километров по простиранию до десятков кило метров мощностью и значительной (более 2 км.), а часто не установленной про тяженностью на глубину. Основная масса рассеянных сульфидов в зонах – микро скопических и субмикроскопических размеров, т.е. представляют эффективный материал для его мобилизации гидротермальными растворами. Сульфиды со держат широкий спектр элементов-примесей, нередко в концентрациях, представ ляющих промышленный интерес. В фанерозойских и позднедокембрийских зонах эти элементы-примеси в пирите, арсенопирите, пирротине чаще всего представле ны золотом, серебром, оловом, свинцом, цинком, вольфрамом, ртутью, ванадием, кобальтом, титаном, иттрием, цирконием. В раннедокембрийских зонах спектр элементов еще более разнообразен и порой «смыкается» с набором элементов пя тиметалльной формации. Рассматриваемые зоны тонкой сульфидизации – это большеобъемные комплексные и практически неисчерпаемые месторождения бу дущего. Впрочем, наиболее богатые золотоносные зоны значимы и в настоящее время. Тонкорассеянное рудное вещество этих зон не позволяет выявить состав реликтовых флюидов. Однако в пределах золото-сульфидного месторождения Олимпиадинское мы предположительно отнесли некоторые газово-жидкие вклю чения в дорудном метаморфогенном) кварце к реликтам флюидов, связанных с формированием зон тонкой сульфидизации [Волков, Сидоров, 2005].

В Тихоокеанском рудном поясе зоны тонкорассеянной сульфидной минера лизации размещены главным образом в терригенных (черносланцевых), карбо натных и осадочно-вулканогенных толщах различного возраста в основании (фундаменте) вулканогенных поясов, перивулканических зон, а также в пределах зеленотуфовых толщ островодужных террейнов. В настоящее время можно вы делить следующие зоны тонкорассеянной сульфидной минерализации: арсено пирит-пиритовые и пиритовые в терригенных и терригенно-карбонатных толщах (золотоносные типа чукотских или карлинских), углеродистые ильменит пирротиновые и пирротиновые в терригенных толщах (оловоносные, вольфра моносные, золотоносные типа дальневосточных и колымо-чукотских), сульфид но-полиметаллические (сопряженные с колчеданными залежами), сульфидно медно-полиметаллические и сульфидно-серебро-олово-полиметаллические (до порфировые). Все эти зоны, представляющие базовые формации соответствую щих рудноформационных рядов, развиты не только в фанерозойских, но и в до кембрийских толщах. Особенности строения и состав перечисленных зон, к сожа лению, изучен слабо и нередко с позиций ошибочной методологии околорудных (околожильных) изменений пород. Генезис зон сульфидной минерализации, мас штабы развития которых особенно значительны, в основном гипотетичен. Иссле дования, проведенные нами в перивулканических зонах Восточно-Азиатских вул каногенных поясов, позволяют предположить о негидротермальной природе оп ределенных скоплений тонкорассеянной минерализации [Томсон, Сидоров и др., 1984]. Эта рассеянная минерализация в период образования метасоматитов и ру доносных кварцевых жил обычно активно вовлекается в гидротермальный про цесс, являясь важнейшим источником рудного вещества. Развитие гидротермаль ного процесса, по-видимому, не противоречит известной схеме Д.С. Коржинского.

Однако рудной минерализацией оказываются насыщены не только кварцевые жилы, но и метасоматиты различных типов – от пропилитов и зеленосланцевых образований до аргиллизитов и кварцитов. По всей вероятности, значительная часть тонкорассеянных минералов (элементов) зон сульфидизации при гидро термальном выщелачивании всего лишь переотлагаются in situ. При этом суль фиды (пирит, арсенопирит и др.) существенно укрупняются.

Исследования проведены при финансовой поддержке программы ОНЗ № и РФФИ (проект 08-05-00135).

Литература 1. Волков А.В., Сидоров А.А. Об условиях образования золото-сульфидных вкраплен ных руд // Докл. Ан, 2005. Т. 403. № 2. С. 220-223.

2. Коржинский Д.С. Общие закономерности постмагматических процессов // Гидротер мальные процессы в областях активного вулканизма. М. : Изд-во АН СССР, 1961, с. 5-17.

3. Российский металлогенический словарь. Санкт-Петербург, 2003, 276 с.

4. Сидоров А.А. О формационном разнообразии золото-серебряных месторождений // Докл. АН, 1992, т. 323, № 1, с. 129-132.

5. Томсон И.Н., Сидоров А.А., Полякова О.П., Полохов В.П. О новом типе углерод ильменит-сульфидной минерализации негидротермального происхождения // Докл. АН СССР, 1984, т. 279, № 3, с. 727-730.

ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ ГРАНИТОВ СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ С.А. Силантьев ГЕОХИ РАН, Москва, silantyev@geokhi.ru Термин «океанические плагиограниты» был предложен Р.Г. Колманом [Сoleman, 1977] для описания семейства интрузивных пород кислого состава, участвующих в строении плутонических комплексов современных срединно океанических хребтов (СОХ) и офиолитов палеоколлизионных зон. Согласно «офиолитовому» сценарию аккреции океанической литосферы, принятому в 1960-1980 гг., плагиограниты СОХ обладают следующими характерными при знаками: 1) участвуют в строении разрезов современной океанической коры и офиолитовых комплексов, в которых образуют интрузивные тела и дайки в габбро верхних уровней и в комплексе параллельных даек;

2) являются продук тами дифференциации магматических расплавов, родительских для толеитовых базальтов, и принадлежат к семейству тоналит–диорит–трондьемитовой ассо циации. 3) характеризуются высоким содержанием SiO2, низким – K2O (не бо лее 0.8 мас. %), (Ce/Yb)cn и (La/Sm)cn не выше 1.5-2, и соответствуют AFM тренду дифференциации толеитовой магмы, являясь ее конечным продуктом [например, Сoleman, 1977].

В период 1990-2000 гг. представления о строении разреза океанической коры испытали революционные изменения. Было установлено, что широкое распространение в осевой зоне Срединно-Атлантического (САХ) и Юго Западного Индийского хребтов мантийных перидотитов и габбро служит видо вым признаком коры Хессовского типа, характерной для медленно спрединговых СОХ. С этим комплексом пород часто ассоциируют жильные и дайковые тела плагиогранитов. В отличие от постулатов канонической модели, трондьемиты медленно-спрединговых СОХ располагаются на всех уровнях разреза океанической коры и их жилы и дайки секут как габброиды, так и пери дотиты. Океанические плагиограниты сложены следующей минеральной ассо циацией: Альбит + Кварц + Флогопит + Амфибол + Циркон + Эпидот (Алла нит) ± Калиевый полевой шпат и по модальному минеральному составу соот ветствуют трондьемитам. Вторичные минералы в этих породах представлены актинолитом, хлоритом и эпидотом (цоизит). Присутствуют также реликтовые плагиоклаз и пироксен, соответствующие по составу этим фазам во вмещаю щих габбро. Расположение фазовой ассоциации, типичной для океанических трондьемитов, на диаграмме химических потенциалов калия и натрия для пород гранитоидного состава, предложенной Д.С. Коржинским [Коржинский, 1973], соответствует полю «гранитоидов нормального ряда», сформированных при высоких значениях химического потенциала натрия. В перекристаллизованных (гнейсовидных) габброидах САХ, ассоциирующих с трондьемитами, присутст вует высокотемпературная роговая обманка, характеризующаяся исключитель но высоким содержанием хлора: 0.60-2.00 мас. %. Амфибол подобного состава мог образовываться на поздних этапах кристаллизации магматического распла ва при участии водно-солевого флюида. Возникает вопрос: какова природа это го флюида? Участие водно-солевых флюидов в современные магматических системах, продуцирующих MORB, представляется сомнительным [Sobolev, Сhaussidon, 1996]. С другой стороны, высокотемпературный водно-солевой флюид, являющийся дериватом морской воды, рассматривается как непремен ный участник гидротермального процесса, протекающего на нижних горизон тах океанической коры [например, Kelley, Delaney, 1987]. Существующие дан ные позволяют определить температурный режим формирования трондьемитов САХ и температуру перекристаллизации находящихся на контакте с ними габбро. Применение цирконового геотермометра, основанного на использова нии содержания титана в цирконе, дает оценку температуры кристаллизации трондьемитов САХ как близкую к 780-800 °С. С другой стороны, температура гомогенизации высокоплотных богатых NaCl (50 мас. %) флюидных включений из кварца, эпидота и апатита в перекристаллизованных габброидах САХ со ставляет 700 °C [Kelley, Delaney, 1987]. Очевидно, что этот феномен является подтверждением участия высокотемпературного водно-солевого флюида в ре акционной системе трондьемит-габбро. Результаты экспериментов по плавле нию океанических габброидов свидетельствуют о том, что в магматических системах СОХ, продуцирующих граниты, участвует H2O-содержащий флюид [Koepke et al., 2007]. Таким образом, существующие данные свидетельствуют о необходимом участии воды и в формировании океанических плагиогранитов.

Океанические плагиограниты, по сравнению с вмещающими офитовыми габб ро, обнаруживают четкие признаки резкого обогащения ЛРЗЭ: (Ce/Yb)cn и (La/Sm)cn достигают в этих породах – до 10 и 4, соответственно. Габброиды, перекристаллизованные на контакте с жилами трондьемитов, также характери зуются высокими содержаниями ЛРЗЭ ((Ce/Yb)cn = 1.5-3) и, возможно, явля ются гибридными разновидностями габбро, образованными при реакционном взаимодействии с трондьемитами. Согласно известным геохимическим дис криминационным диаграммам геодинамических типов гранитоидов (например, Y–Nb), океанические плагиограниты относятся к производным внутриплитного магматизма, то есть не являются дериватами расплавов, родительских для MORB. Таким образом, геохимические особенности трондьемитов медленно спрединговых СОХ не позволяют рассматривать их как продукт фракциониро вания базальтового расплава, родоначального для N-MORB. Трондьемиты из плутонических комплексов САХ характеризуются очень высокими содержа ниями натрия (Na2O до 8 мас. %, при Na2O/К2O до 135). Вариации содержания главных элементов в этих породах указывают на то, что их составы не соответ ствуют AFM-тренду фракционирования толеитовой магмы. Среди вмещающих трондьемиты габбро присутствуют перекристаллизованные разновидности, за нимающие по составу промежуточное положение между троктолитовыми габб ро и габбро-норитами и трондьемитами. Вариации изотопного состава Nd в трондьемитах САХ соответствуют таковым в ассоциирующих с ними базаль тоидах и габбро и, таким образом, могут свидетельствовать об участии источ ника с характеристиками DMM в образовании родительского для этих пород расплава. С другой стороны, трондьемиты, обнаруживают повышенные отно сительно DMM значения отношения 87Sr/86Sr (рис. 1), указывающие на то, что в их формировании принимал участие компонент, не связанный с резервуаром, родительским для MORB и, возможно, представленный гидротермальным флюидом морского происхождения.

Рис. 1.

Полученные в последние годы данные позволяют предполагать опреде ленную специфику в локализации океанических плагиогранитов в гребневой зоне САХ. Плутонические комплексы САХ, содержащие жильные тела трондь емитов, расположены в районах осевой зоны хребта, где установлены активные гидротермальные поля. Ярким примером подобной закономерности является крупный гидротермальный кластер, включающий гидротермальные поля Ашадзе и Логачев (САХ между 12° и 17° с.ш.). При сопоставлении результатов глубоководного бурения в гребневой зоне САХ на 15 °44' с.ш. (скв. 1275B и 1275D, ODP) с данными изотопного датирования циркона, выделенного из трондьемитов и перекристаллизованных габбро плутонических комплексов САХ, появляется возможность оценить продуктивность формирования трондьемитовых расплавов при акреции коры Хессовского типа. Возраст циркона из трондьемитов гидротер мального поля Ашадзе (САХ, 12 °58' с.ш.), определенный по 207Pb/206Pb для 60 зе рен (метод LA-ICP-MS) составил 1-1.4 млн лет. В сегменте САХ, расположенном к северу от гидротермального поля Ашадзе в результате бурения был вскрыт разрез типичного внутреннего океанического комплекса, состоящий из сле дующих пород: троктолиты (14 %), оливиновые габбро и нормальные габбро (74 %), диабазы (10 %), трондьемиты (2 %). Очевидно, что подобная пропорция пород кислого состава реализуется в разрезе современной океанической коры уже по прошествии 1-2 млн лет ее существования. Синтез перечисленных ха рактерных особенностей океанических плагиогранитов медленно спрединговых СОХ позволяет предполагать, что эти породы образуются в ре зультате плавления («гидротермального анатексиса») океанических габброидов при их взаимодействии с высокотемпературным гидротермальным водно солевым флюидом морского происхождения. Особенности генезиса плагиогра нитов СОХ возможно отражают фундаментальную особенность аккреции океа нической литосферы: практически одновременное в масштабах геологического времени протекание экзогенных (нептунических) и эндогенных (плутониче ских) процессов.

Настоящее исследование осуществлялось при поддержке грантов РФФИ № 09-05-00008-а и РФФИ-DFG №08-05-91952 ННИО-а.

Литература 1. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов // М.

«Наука», 1973, 288 с.

2. Coleman, R.G. Ophiolites. Ancient Oceanic Lithosphere? // Springer-Verlag, Berlin Heidelberg-New York, 1977, 229 p.

3. Kelley D.S., Delaney J.R. Two-phase separation and fracturing ih mid-ocean ridge gabbros at temperatures greater than 700oC // Earth Planet. Sci. Lett., 1987, V. 83, p. 53-66.

4. Koepke J., Berndt J., Feig S.T., Holtz F. The formation of SiO2-rich melts within the deep oceanic crust by hydrous partial melting of gabbros // Contrib Mineral Petrol, 2007, V. 153, pp. 67 84.

5. Sobolev A.V., Chaussidon M. H2O concentrations in primary melts from island arcs and mid-ocean ridges: Implications for H2O storage and recycling in the mantle // Earth. Planet. Sci.

Lett., 1996, V. 137, p. 45-55.

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ЗОЛОТА В МЕСТОРОЖДЕНИЯХ БАЛЕЙСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ В.А. Скворцов, В.П. Рогова Иркутский государственный университет Теоретические основы формирования метасоматической зональности за ложены Д.С. Коржинским [Коржинский, 1969], который в соответствии с при родными наблюдениями обосновал ее качественную физико-химическую мо дель. Такие модели сегодня необходимы для поисков слепых рудных тел и ме сторождений, невыходящих на дневную поверхность, в пределах или вблизи крупных горнорудных районов. Одним из таких является Балейский золото рудный район, расположенный в центральной части Восточного Забайкалья.

Отдельные этапы его изучения отражены в работе [Балейское рудное поле, 1984], где на основе минералого-петрографических исследований изложены ос новные черты геологического строения, минеральный состав и особенности ге незиса. По результатам анализа газово-жидких включений в кварце [Ляхов, 1968] и геохимии газов [Куликова, 1972] получены первые данные о темпера турной зональности рудного поля.

Но как показала практика изучения газово-жидких включений в минера лах на многих месторождениях, они не дают истинную картину о физико химических условиях образования минералов по следующим причинам. При разбраковке включений нередко возникает их частичная разгерметизация, обу словленная сквозьрешотчатой диффузией протонов, возникающих при диссо циации воды. Утечка протонов из включений при сверхкритических температу рах гомогенизации изменяет первичный состав самих включений и препятству ет получению достоверной исходной информации.

Учитывая недостатки прежних методов, применяемых при установлении температуры образования минералов, необходимо провести уточнение и опре деление физико-химических условий формирования золоторудных месторож дений Балейского рудного района с помощью новых более совершенных мето дов. Одним из таких в настоящие время является физико-химическое модели рование природных процессов минералообразования на ЭВМ по модифициро ванной программе Селектор [Karpov, Chudnenko et al., 1997].

Нами в результате разномасштабного минералого-петрографического картирования с применением рентгеновского количественного фазового анали за в породах и рудных телах впервые выявлены региональные разновозрастные эпигенетические изменения, уточнены локальные и на основе их, построена физико-химическая модель H – C– N – F– Na – Al– Si– S – Cl – K– Ca – Fe – Cu – Zn– As– Ag–Sb–Au–Pb–O, определены термодинамические условия образования золота.

На территории рудного поля развиты региональные полихронные гидро термально-метасоматические изменения фельдшпатит-грейзен-березитовой, фельдшпатит-пропилит-лиственитовой и фельдшпатит-аргиллизитовой фор маций.

Древние (нижний палеозой) минеральные ассоциация фельдшпатит пропилит-лиственитовой формации закартированы в западной части площади в кристаллических сланцах, в пределах влияния субмеридианального разлома.

В зонах дробления и милонитизации отмечена кварц-альбит-цоизитовая мине ральная ассоциация, а в участках брекчирования кварц с цоизитом и альбитом цементируются кварцем с эпидотом и актинолитом, которые фиксируются так же и в верхне-палеозойских гранитоидах.

Фельдшпатит-грейзен-березитовая домезозойская ассоциация минералов фиксируется как в ксенолитах кристаллических сланцев (нижний палеозой), так и в верхнепалеозойских гранитоидах.

Кристаллические сланцы неравномерно калишпатизированы. Участка ми калишпат пользуется преобладающим развитием и составляет более 40 % от массы породы. Обычно это максимально упорядоченный ортоклаз (сте пень моноклинной упорядоченности Z 0,7-0,8). По пелитизированному ор токлазу, вблизи разломов, метасоматически развивается олигоклаз в количе стве до 40-50 % и более.

Мезозойские минеральные ассоциации фельдшпатит-пропилит лиственитовой формации установлены в андезито-базальтах и туфах верхней юры, в зонах влияния разломов северо-восточного направления.

Мезозойские фельдшпатит-грейзен-березитовые минеральные ассоциа ции в гранитоидах развиты, наиболее интенсивно в зонах дробления северо восточного простирания. В составе грейзен-березитовой ассоциации иногда присутствуют литийсодержащие слюды и турмалин. Верхнеюрские – нижне меловые минеральные парагенезисы фельдшпатит-аргиллизитовой формации проявлены повсеместно, но наиболее интенсивно развиты в узлах сочленения субмеридианальных и северо-восточных нарушений. Слоистым минералам предшествует выделение санидина (степень моноклинной упорядоченности Z 0,2-0,3), замещающего все ранее образованные минералы. Интенсивно и широко проявлены кварц, каолинит, иллит, монтмориллонит, которые образуют ореолы, имеющие зональное строение. Во внутренних частях ореолов преобладает кварц-каолинитовая ассоциация, сменяющаяся к периферии иллитовой и смеша нослойными минералами иллит-монтмориллонитом, хлорит-монтмориллонитом.

В цементе верхнемеловых конгломератов преобладает иллит.

В ореолах аргиллизации развиты жилы и прожилки кварца, нескольких генераций, адуляра, кальцита, манганкальцита, в меньшей степени доломита и сидерита.

Особенностью Балейского рудного поля является устойчивая зональность домезозойских и мезозойских гидротермально-метасоматических образований.

Повышенные содержания золота установлены в разновозрастных ореолах про пилитизации, грейзенизации, березитизации. Месторождения золота, форми рующиеся в палеозойских породах, приурочены к зонам дробления с поли хронными гидротермалитами фельшпатит-грейзен-березитовой, фельдшпатит пропилит-лиственитовой, аргиллизитовой формаций;

месторождения золота в верхнеюрских-нижнемеловых породах образуются в зонах дробления с гидро термалитами аргиллизитовой формации.

В домезозойских и мезозойских березитизированных и аргиллизирован ных гранитоидах формируется Средне-Голготайское месторождение, в зонах аргиллизации непосредственно в вулканогенно-осадочной толще – Тасеевское и на контакте её с гранитоидами – Балейское.

Средне-Голготайское месторождение относится к золото-кварц сульфидному типу, а Балейское и Тасеевское к малосульфидному. На Средне Голготайском месторождении иногда различаются рудные тела с пиритом и халькопиритом или с галенитом и сфалеритом.

Руды Балейского и Тасеевского месторождений имеют полосчатую, брек чиевую текстуры. Руды с полосчатой текстурой сложены мелкозернистым, тон козернистым, халцедоновидным кварцем, полоски которых чередуются с по лосками адуляра. Вдоль полосок располагаются тонковкрапленные пирит, мар казит и пылевидные частицы золота. Сцинтилляционным анализом установле но, что размер частиц золота около 20 мкм, в небольшом количестве отмечается и более мелкое золото 3-5 мкм. Содержание пирита в рудах 1-2 %, в меньших количествах присутствуют марказит, арсенопирит, галенит, сфалерит. Полосча тые руды рассекаются прожилками позднего полосчатого кварца без адуляра, не содержащего золота, что указывает на прерывистый характер процесса ру дообразования.

В брекчиевых рудах пирит с дисперсным золотом нарастает на обломки измененных гранитоидов и вулканитов, образуя тонкую каемку, цемент брек чии представлен тонкозернистым кварцем с гребенчатым строением в пустотах.

На Средне-Голготайском месторождении развиты преимущественно гид рослюдисто-кальцит-кварцевые с золотом, пиритом, халькопиритом и кальцит гидрослюдисто-кварцевые с золотом, галенитом и сфалеритом минеральные ас социации. Формирование гидрослюдисто-кальцит-кварцевых метасоматитов происходит в режиме изменения температур от 500 до 100 °C, давлении 100 бар и pH от 2 до 8.

Высокие содержания золота (до 100 г/т) образуются на глубине свыше 500 м при температуре 500 °С в кислотную стадию (рН 2-3) вместе с серебром и сульфидами (арсенопиритом, антимонитом и галенитом) одновременно с ок варцеванием вмещающих пород, а при Т = 400 °С и рН 4-5 с пиритом, халько пиритом и в меньшей степени с другими сульфидами, совпадающими по вре мени образования с окварцеванием и тремолитизацией околорудных пород.

При Т=300-100 °С, когда минералообразующая среда становится нейтральной и в породах интенсивно развивается кальцитизация, все золото переходит в рас твор, с образованием золотосодержащих комплексов AuHS °, AuH2S+, Au2(HS)2S2, Au(HS)2, AuH2SHS°. Таким образом, золото связано с грейзен березитовыми и березит-лиственитовыми изменениями во вмещающих породах.

Формирование кальцит-гидрослюдисто-кварцевых метасоматитов на место рождении, относительно предыдущих, происходит в слабо щелочной среде и зна чительно позднее. Золото здесь образуется при Т = 500-400°С, рН 9 в ассоциации с сульфидами (арсенопиритом, антимонитом и галенитом), одновременно с ка лишпатизацией и альбитизацией вмещающих пород при 500°С, тремолитизацией и калишпатизацией при 400 °С. При 300-200 °С, с началом кальцитизации часть золота постоянно переходит в раствор в виде комплексов AuHS°, AuS–, Au2(HS)2S2–, AuCIOH– и содержание его в жилах к поверхности уменьшается.

На Балейском месторождении широко развиты доломит-кварц гидрослюдистые и кварц-доломит-гидрослюдистые метасоматиты.

Доломит-кварц-гидрослюдистые метасоматиты с золотом, арсенопиритом и антимонитом, по времени образования являются одними из ранних, так как в ис ходном составе их отмечаются калиевый полевой шпат до 15% и альбит до 13 %.

Формирование метасоматитов происходит при температуре от 500 до100 °С, дав лении от 100 до 500 бар и pH от 6 до13. С ними связаны три разных по температу ре стадии формирования золота. Первая ранняя высокотемпературная (500-400°С) щелочная стадия (рН 9-11). Золото вместе с арсенопиритом, антимонитом и се ребром отлагается в жилах одновременно с альбитизацией и калишпатизацией околорудных пород. Вторая при Т = 300°С характеризуется невысокими (до 2 г/т) содержаниями золота в жилах, так как часть его находится во флюиде в виде ком плексов: AuHS°, AuS–, Au2(HS)2S2–, AuCIOH–. Третья, относительно поздняя, низ котемпературная стадия при Т = 100°С и рН 10. Золото образуется вместе со сфа леритом, во вмещающих породах, одновременно наблюдается окварцевание.

Кварц-доломит-гидрослюдистые метасоматиты с золотом, галенитом, ар сенопиритом и антимонитом Балейского месторождения, являются поздними по времени образования и отличаются от описанных выше присутствием зна чительного количества гидрослюды и карбонатов. Формирование их происхо дило при температурах от 500 до 100 °С, давлении 100 бар и рН от 7 до 12.

С данными метасоматитами связаны две щелочных стадии оруденения. Высо котемпературная на глубине 400 м (Т = 500-400 °С, рН 11-9) происходит на фо не кальцитизации, хлоритизации, калишпатизации вмещающих пород. Золото при Т = 500 °С находится в ассоциации с арсенопиритом, антимонитом, галени том и серебром, а при Т=400°С отлагается с галенитом и серебром. Вторая низ котемпературная близповерхностная малоглубинная ассоциация золота (Т=100 °С, рН 10) встречается обычно с антимонитом, галенитом, серебром и сфалеритом, одновременно с адуляризацией вмещающих пород.

На Тасеевском месторождении развиты доломит-гидрослюдисто-кварцевые и хлорит-каолинит-кварцевые метасоматиты. Доломит-гидрослюдисто-кварцевые с золотом, арсенопиритом и антимонитом характеризуют нижние уровни место рождения и отличаются, от рассмотренных ранее, высокими содержаниями квар ца (до 87%), невысокими (10%) – гидрослюды и низкими (2%) карбонатов. Фор мирование минеральных ассоциаций в метасоматитах происходит при температу ре от 500 до 100°С, давлении 100 бар и рН от 8 до 11.

Золото в них с содержанием до 60 г/т образуется при Т = 500-100°С в слабо щелочной среде (рН 9-8) одновременно с тремолитизацией, гидрослюдизацией и кальцитизацией вмещающих пород и встречается в ассоциации с сульфидами (ар сенопиритом, антимонитом, галенитом, сфалеритом). Распределение золота в жи лах неравномерное: при Т = 300-200°С наибольшая часть его переходит в раствор, а при 100°С количество золотосодержащих комплексов во флюиде уменьшается.

Хлорит-каолинит-кварцевые метасоматиты с арсенопиритом, антимонитом и пиритом широко развиты в верхней части разреза месторождения (горизонты 216-266 м) и фиксируются около жил по отдельным рудным зонам.

В составе их, по сравнению с предыдущими, отмечается до 20 % каолинита, около 3 % хлорита и низкие (меньше 2 г/т) содержания золота. По отношению ко всем рассмотренным ранее метасоматитам, они по времени образования являются наиболее поздними и характеризуют завершающие стадии гидротермально-метасоматического процес са преобразований в Балейском золоторудном районе. Формирование их происхо дит в интервале от 500 до 100 °С, при давлении от 200 до 100 бар и рН от 7 до 11, во вмещающих породах развиваются ореолы каолинизации, монтмориллонитиза ции и гидрослюдизации, в которых отмечаются прожилки, насыщенные сульфид ной минерализацией, а раствор обогащен золотосодержащими комплексами AuS, AuHS°, Au2(HS)2S2, AuCIOH, AuH2S+, Au(HS)2.

Физико-химическая модель метасоматической зональности позволяет вы являть дополнительные признаки для поисков скрытого оруденения. Такими признаками являются широкое развитие среди эпигенетических изменений но вообразованных минералов: санидина, кварца, адуляра, селадонита, иллита, мон тмориллонита, смешанослойных минералов гидрослюда-монтмориллонит, хло рит-монтмориллонит, связанных с эксплозивными брекчиями трубок взрыва.

Необходимо отметить, что смешанослойные минералы в Забайкалье установле ны в данное время на Тасеевском, Балейском месторождениях золота, на верх неюрских-нижнемеловых урановых месторождениях Стрельцовского рудного поля и являются поисковым признаком для подобных месторождений. Верхние срезы для золоторудных месторождений балейского типа устанавливаются по селадонит-кальцитовому парагенезису, образующемуся при рН от 8 до 10 и тем пературах 100-200 °С. Средние части колонок для аргиллизитов фиксируется по парагенетическим ассоциациям: иллит + хлорит + монтмориллонит + каолинит образующихся, при рН 10, и температуре 200 °С;

кальцит + кварц, при рН 6;

ил лит + кальцит, при рН 8, и температуре 300 °С;

иллит + монтмориллонит + као линит, при рН 7 и температуре 400 °С. Нижние срезы метасоматических колонок выявляются по парагенезисам: кварц + тремолит, при рН 4 и тремолит + полевые шпаты + кварц + каолинит, при рН 10 – 12 и температуре 500 °С.

Литература 1. Балейское рудное поле /ред. колл. Лаверов Н.П., Петровская Н.В., Нарсеев В.А., Саф ронов Ю.Г. – М. : ЦНИГРИ, ИГЕМ, 1984. – 269 с.

2. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности /Д.С. Коржинский. – М., 1969. – 111 с.

3. Куликова Н.Н. Геохимия газов золоторудных месторождений Забайкалья / Н.Н.Куликова. – М. : Наука, 1972. – 115 с.

4. Ляхов Ю.В. О горизонтальной и вертикальной температурной зональности в пределах Балейского рудного поля // Сб.: Минералогическая термометрия и барометрия. Изд-во Наука, 1968.

5. Karpov J.K. Modeling chemical mass-transfer in geochemical processes: Thermodynamic relations, conditions of equilibrida and numerical algorithms. / J.K.Karpov, K.V.Chudnenko, D.A.Kulik // Amer. J. Sci.. – 1997. – Vol. 297. – Р. 767-806.

CAF2-NAF-NACL РАСПЛАВЫ В РАВНОВЕСИИ С ПАНТЕЛЛЕРИТОВЫМИ МАГМАМИ (О. ПАНТЕЛЛЕРИЯ, ИТАЛИЯ) Соловова И.П., Гирнис А.В., Коваленко В.И.

ИГЕМ РАН, Москва, solovova@igem.ru Объектом данного термобарогеохимического изучения явились кислые вулканиты острова Пантеллерия в Средиземноморье. Остров расположен в Си цилийском проливе в пределах Сицилийского континентального рифта. До кальдерные и послекальдерные вулканические ассоциации острова разделяются главной кальдерой и маркируются горизонтом зеленых туфов и игнимбритов.

Докальдерные породы, рассматриваемые в представленном сообщении, слага ют купола, мелкие интрузии, дайки, потоки, и пирокластические слои и варьи руют по составу от агпаитовых трахитов до пантеллеритов, возраст которых укладывается в интервал 220-100 тыс. лет. Породы острова являются классиче ским проявлением глубоко дифференцированных и значительно обогащенных хлором кислых агпаитовых вулканитов. Валовые составы пород характеризу ются крайне низким содержанием F (сотые доли процента).

Установлено, что силикатные стеклянные включения во вкрапленниках анортоклаза докальдерных вулканитов содержат округлые солевые глобули типов и флюорит. Температура полной гомогенизации включений составляет 1020-1080 °С.

Форма выделения во включениях флюорита различна и весьма необычна.

Очень часто образуются скелетные дендриты и нитеобразные кристаллы (рис. 1а), изредка – идиоморфные кристаллы. Плавление флюорита наблюдается в интер вале 740-890 °С.

Рис. 1. Микрофотографии расплавных включений в анортоклазах при 20 °С (а и б) и 735 °С (В) Глобулы 1 типа наиболее детально изучены в обр. 16. Они представляют собой сферические агрегаты кристалликов NaCl (90-95 об.%) размером до 10 мкм или полусферы вокруг газового обособления в стекле включений (рис. 1а). До полнительно в глобулах присутствуют мельчайшие кристаллики, обогащенные Са и Fe, и в некоторых случаях фиксируется рудная фаза. В солевых глобулах 1 типа определено до 0.11 мас. % F. В одном включении может содержаться до 20-30 глобул. Температура полного плавления солевых агрегатов составляет 740 760 °С, что отвечает 91-93 NaCl мас. % в системе NaCl-H2O. Смешение солевого и силикатного расплавов наблюдалось при температуре 800-850 °С. Сходные соле вые обособления были обнаружены в стекле основной массы пород.

Мелкокристаллические солевые глобулы 2-го типа во включениях имеют размер до 15 мкм (рис. 1б). Их плавление (рис. 1В) происходит при 750-770 °С.

Химический состав солевых глобул отвечает системе NaF+NaCl+CaF2 с приме сью Fe и F/Cl ~3. Силикатные расплавы включений содержат 2 мас. % Н2О, 1.1 мас. % F и 1 мас. % Сl.

Характерной чертой силикатных стекол, сосуществующих с обособле ниями NaCl + NaF + CaF2, является низкое содержание глинозема по сравнению с полностью гомогенизированными включениями (рис. 2). Можно предполо жить, что резкое снижение содержания Al2O3 связано с кристаллизацией анор токлаза на стенках включений (до 40 об.%, рис. 1). Для проверки этого предпо ложения была проведена оценка исходного состава расплава путем добавления 30 мас.% анортоклаза к остаточной жидкости. При этом использовались изме ренные составы щелочного полевого шпата, содержащего изученные включе ния. Результаты расчетов приведены в таблице.

Рис. 2. Концентрации Al2O3, F и Cl в стеклах полностью гомогенизированных включений и в остаточных стеклах включений, содержащих дочерний анортоклаз (на стенках вакуолей) и солевые глобулы Сравнение измеренных и рассчитанных концентраций оксидов в гомоген ных расплавах показывают хорошую сходимость (таблица). Заметное отличие на блюдается только для Na2O, содержание которого в гомогенизированных включе ниях оказалось неожиданно низким. Причина такого расхождения не вполне ясна и может быть связана 1) с перераспределением Na и K между расплавом и ми нералом-хозяином в ходе термометрических опытов, 2) с неоднородностью анализируемых участков включений и 3) с потерями Na при микрозондовом анализе. Не один из этих вариантов не является полностью удовлетворитель ным, и данный вопрос требует дополнительных исследований.

Таблица Средние составы гомогенных и остаточных стекол включений в анортоклазе и расчетный состав расплава, мол. % Образец Образец № 57 № Остаточный Гомогенизи- Остаточный Остаточный Гомогенизи- Остаточный расплав рованный расплав + расплав рованный расплав + расплав 30% расплав 30% анор анортоклаза токлаза SiO2 79.76 78.85 78.18 74.25 74.65 74. TiO2 0.98 0.6 0.7 1.1 0.68 0. Al2O3 1.46 4.26 4.78 1.83 5.75 5. FeO 9.58 8.26 6.86 9.84 7.52 7. MnO 0.65 0.37 0.46 0.84 0.4 0. MgO 0.43 0.38 0.31 0.5 0.99 0. CaO 0.2 0.59 0.17 1.34 1.15 0. Na2O 1.79 1.54 3.72 3.98 2.36 5. K2O 2.34 2.65 2.86 2.68 3.07 3. ZrO2 0.27 0.19 0.19 0.42 0.35 0. F 1.52 0.94 1.07 1.41 1.53 Cl 1.01 1.35 0.71 1.81 1.55 1. Примечание. Анализы нормированы к сумме 100 %. Остаточные расплавы включений сосу ществуют с дочерним анортоклазом, отлагавшимся на стенках вакуолей, и агрегатом мелких кристалликов (глобулами) CaF2, NaF и NaCl.

Содержание фтора в остаточном стекле с отношением (Na+K)/Al в ин тервале 1.8-2.7 достигает 0.8 мас.% в расплавах с NaF+NaCl+CaF2 глобулами (обр. 57). Это значительно ниже значений, полученных в работе [Scaillet, McDonald, 2004] для кислых агпаитовых расплавов, насыщенных флюоритом (3-4 мас.% F). Причиной такого расхождение, возможно, является низкое со держание Al в остаточных расплавах [Webster, Thomas et al., 1997].

В ходе термометрических экспериментов во включениях, доведенных до полной гомогенизации (с расплавлением каймы дочернего анортоклаза на стен ках включений), солевой расплав при снижении температуры не выделялся. Та кое поведение расплавов является следствием сильной зависимости раствори мости F от отношения (Na+K)/Al в расплаве [Webster, 1990;

Scaillet, Macdonald, 2004], а также медленной скоростью роста каймы дочернего анортоклаза при охлаждении гомогенизированных включений.

Литература 1. Scaillet B., McDonald R. Fluorite stability in silicic magmas // Contrib. Mineral. Petrol., 2004, v. 147, p. 319-329.

2. Webster J., Thomas R., Rhede D. et al. // Geochim Cosmochim. Acta, 1997, v. 61, No13, p.

2589-2604.

3. Webster J. Partition of F between H2O and CO2 fluids and topaz rhyolite melt // Contr.

Miner. Petrol., 1990, v. 104, p. 424-438.

МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ИЗМЕНЕННЫХ ПОРОД САФЬЯНОВСКОГО МЕДНОКОЛЧЕДАННОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (СРЕДНИЙ УРАЛ) Е.И. Сорока, В.П. Молошаг, Л.В. Леонова Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург, soroka@igg.uran.ru, moloshag@igg.uran.ru На основе изучения химического и минерального состава прожилково вкрапленных руд Сафьяновского медноколчеданного месторождения авторами предпринята попытка исследования условий формирования гидротермально измененных околорудных пород. Предыдущими исследователями на месторо ждении в околорудных измененных породах были выделены зоны каолинит карбонат-кварцевых метасоматитов, хлорит-гидросерицит-кварцевых, карбо нат-гидросерицит-хлорит-кварцевых и кварцевых метасоматитов [Грабежев и др., 2001]. Авторами изучались обеленные кварц-серицитовые метасоматиты в тектонической зоне субмеридиональных разломов непосредственно на кон такте рудных тел Главной залежи. Пробы отбирались в бортах карьера по мере удаления от контактов рудных тел на расстоянии от 1 до 4 м на (разведочные линии 5-7;

горизонты 140-100 м). Оптическими методами, а также рентгенофа зовым и термовесовым анализами (ИГГ УрО РАН, операторы Т.Я. Гуляева, В.Г. Петрищева) установлено наличие каолинита и серицита практически во всех отобранных образцах, а в некоторых алунита, барита, иногда гипса. Си ликатный анализ (ИМин УрО РАН) показал, что содержание Al2O3 в некоторых отобранных породах достигает 28 мас.%. В зоне контакта сплошных и вкрап ленных руд на расстоянии до 1 м от сплошных руд состав обеленных пород становится преимущественно каолинит-серицит-кварцевым с незначительной примесью хлорита. Непосредственно на контакте наряду с кварцем, гидрослю дами и каолинитом в осветленных прожилках отмечаются барит и алунит (обр.

19/05). Под микроскопом алунит наблюдается в тонких сростках с серицитом, слагающих прожилки и межзерновое пространство.

Таким образом, в измененных породах вблизи рудных тел отмечаются сле дующие минеральные ассоциации: непосредственно на контакте с рудными тела ми образуется наиболее глиноземистая каолинит-алунит-серицит-пирит-кварцевая ассоциация, затем следует серицит (алунит)каолинитхлориткварцевая и сери цит хлорит кварцевая.

Поскольку ассоциация глиноземистых минералов с алунитом на Сафья новском месторождении развита на контакте с рудной зоной, можно предпо ложить ее близко-одновременное происхождение с рудными минералами. При сутствие алунита характерно для выделенной В.П. Логиновым (1976) формации колчеданных месторождений с рудами, содержащими энаргит и люцонит, про странственно и генетически связанными с вулканитами кремнекислого состава [Прокин и др., 2002]. В структуре люцонита и энаргита (Cu3AsS4 – Cu3SbS4) мышьяк и сурьма присутствуют в окисленном пятивалентном состоянии, что свидетельствует о повышении активности кислорода при их образовании. Счи тается, что на Сафьяновском месторождении энаргит образовался при участии газообразных соединений мышьяка в виде AsS, т.е. при достаточно высоком значении давления паров серы (– log fS2 = 10-12). Температура образования энар гитовой субфации 180-300 °C [Молошаг, Грабежев и др., 2004]. Образование глиноземистой ассоциации алунита, серицита, каолинита одновременно с энар гитом возможно при активности кислорода log fO2 = – 38 в области значений pH от 2,8 до 5,2 (рис. 1). Для сплошных сульфидных руд рудообразующий флюид вероятнее всего имел первоначально восстановительный характер. Очевидно, на границе зоны рудообразования массивных и прожилково-вкрапленных руд происходит смена восстановительных условий более окисленными. Судя по диаграмме log fO2 – pH, барит мог образовываться и в рудных зонах, и при ней тральных значениях pH. Он распространен как в сплошных рудах, так и в про жилково-вкрапленных.

Рис. 1. Поля устойчивости минералов в системе Cu– Fe–S–O, а также барита, ангидрита, серицита (мусковита), алунита, каолинита и водных частиц серы при 250 С в координатах рН – летучесть кислорода по [Crerar et al., 1976] с изменениями.

Цифрами в кружках отмечены поля устойчивости субфаций: 1 – леллингит-пирротиновая;

2 – арсенопирит-пирротиновая;

3 – арсенопирит-халькопиритовая;

4 – халькопирит-блеклорудная;

5 – энаргит-халькопиритовая;

6 – борнит-блеклорудная;

7 – энаргит-дигенитовая [Молошаг, Грабежев и др., 2004] В серицит-кварцевых околорудных породах Сафьяновского месторож дения нами впервые для колчеданных месторождений был обнаружен алю миний-стронциевый фосфат, состав которого соответствует гойяциту SrAl3(PO4)(HPO4)(OH)6 с примесями Ce и La. Он встречается в сростках с ба ритом и сульфидами. Фосфор-алюминиевые сульфаты и арсенаты с примесями редких земель отмечаются на алунитовых, меднопорфировых и эпитермальных золоторудных месторождениях в ассоциациях с алунитом, люцонитом и энар гитом [Deyell C.L. et al., 2005]. Распределение РЗЭ в серицит-кварцевых мета соматитах месторождения, соответствует таковому для кислых вулканитов, при относительно низком содержании РЗЭ в целом (рис. 2).

Рис. 2. Нормированные по хондриту [Mc Donough, 1995] графики содержаний РЗЭ в серицит-кварцевых метасоматитах Сафьяновского медноколчеданного месторождения (Средний Урал) В пробах, где установлен гойяцит (рис. 2, обр.22/00, синий), в спектрах распределения РЗЭ наблюдается увеличение содержания легких РЗЭ относи тельно тяжелых. Распределение РЗЭ в баритовом гнезде из сплошных руд (рис. 2, обр.1/05, красный) также показывает преобладание легких РЗЭ, что мо жет свидетельствовать о присутствии близких гойяциту фосфатов или алюмо фосфат-сульфатов РЗЭ и положительную Eu-аномалию. Она также наблюдает ся в некоторых пробах, отобранных непосредственно на контакте с рудным те лом (рис. 2, обр. 19/05, зеленый). Характер спектров РЗЭ и наличие Eu- и Сe аномалий разного знака свидетельствует об эволюции системы минералообра зования. Положительная Eu-аномалия может указывать на присутствие Eu2+ в рудообразующем флюиде, т.е. о восстановительной обстановке. Судя по всему, глиноземистая ассоциация алунит-серицит-пирит начинается образовываться в восстановительных условиях, предположительно, при log fO2 = 38 и pH около 2,8, а ассоциация каолинит-алунит-серицит-кварц – уже при более высоком значении fO2 и pH ближе к 5,2. Ассоциация каолинит серицит хлорит кварц образуется в близнейтральных условиях при высокой активности кислорода.

Таким образом, в процессе исследований на Сафьяновском месторожде нии установлена зона высокоглиноземистых пород, представленная каолинит алунит-серицит-пирит-кварцевой ассоциацией, которая характеризуется преоб ладанием легких РЗЭ. В выделенной зоне впервые на Урале установлен алюмо стронциевый фосфат гойяцит SrAl3(PO4)(HPO4)(OH)6 обогащенный Ce и La. Зо на глиноземистых пород образовалась в условиях кислой среды при повышен ной летучести кислорода.

Исследования выполнены при поддержке программы отдела наук о Зем ле Президиума УрО РАН ОНЗ-2 «Фундаментальные проблемы геологии, ус ловия образования и принципы прогноза традиционных и новых типов круп номасштабных месторождений стратегических видов минерального сырья»

и по междисциплинарному проекту РФФИ-09-05-12035-офи-м.

Литература 1. Грабежев А.И. и др. Метасоматический ореол Сафьяновского Zn-Cu месторождения, Средний Урал // Петрология. 2001. Т. 9. № 3. С. 294-312.

2. Молошаг В.П., Грабежев А.И., Викентьев И.В., Гуляева Т.Я. Фации рудообразования колчеданных месторождений и сульфидный руд медно-золото- порфировых месторождений Урала // Литосфера. 2004. № 2. С. 30-51.

3. Прокин В.А., Буслаев Ф.П., Молошаг В.П., Малюгин В.А. Геология Сафьяновского медноколчеданного месторождения (по результатам картирования карьера) // Ежегодник 2001. Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2002. С. 276-281.

4. Crerar D.A., Barnes H.L. Ore solution chemistry. V. Solubility of chalcopyrite and chal cocite assemblages in hydrothermal solution of 200 to 350 C // Econ. Geol. 1976. V. 71. No 4. P.

772-794.

5. Deyell C.L. et al. Alunite and the role of magmatic fluids in Tambo high-sulfidation deposit, EL Indio-Pascua belt, Chile // Chemical Geology. 2005. V. 215. P. 185-218.

ЖИДКОСТНАЯ НЕСМЕСИМОСТЬ ВО ФЛЮИДНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ В СВЯЗИ С ПРОБЛЕМОЙ ГЕНЕЗИСА ЛОПАРИТА Н.И. Сук, А.Р. Котельников ИЭМ РАН, Черноголовка, sukni@iem.ac.ru;

kotelnik@iem.ac.ru Расслоенные интрузивные комплексы являются продуктами сложной эво люции гетерогенных флюидно-магматических систем, представленных как алю мосиликатным расплавом, так и флюидной фазой, которая может трансформиро ваться в высококонцентрированную солевую жидкость. Поведение столь слож ной системы необходимо рассматривать в рамках совместной эволюции флюид ной и магматической систем, осложненной явлениями жидкостной несмесимо сти. При снижении температуры будет происходить как кристаллизация алюмо силикатной части системы, так и достаточно сложная эволюция солевых систем, представленных солями I типа (NaCl, KCl, KF и др.) и II типа (NaF, LiF, Na2Si2O5, Na2CO3, Na2SO4 и др.). Такие флюидно-магматические системы относятся к мно гокомпонентным системам силикат – соль P-Q типа (какими являются перечис ленные соли II типа) – вода [Равич, 1974]. Это говорит о том, что при магматиче ских параметрах эти системы могут быть гетерогенными с образованием трех (или более) некристаллических фаз. При этом происходит перераспределение и концентрация рудного вещества в определенных фазах системы, что впоследст вии может приводить к образованию месторождений и рудопроявлений.

Выделяют два характерных процесса формирования магматических по род [Когарко, 2002]: (1) с отделением летучих (и рудных) компонентов в от дельную флюидную фазу;

(2) без отделения летучих (с постепенным перехо дом от магматического расплава к гидротермальному раствору без отделения воды в газовую фазу). При этом рудные минералы концентрируются в теле массива. На основе теоретических и экспериментальных данных [Коротаев, Кравчук, 1985] была показана возможность такого процесса, характерной чертой которого является увеличение щелочности в системе. Такая модель, вероятно, применима и для Ловозерского щелочного массива, на что указы вает и геохимический режим формирования массива и характерные параге незисы минералов (относительно низкотемпературные), устойчивые лишь при повышенной щелочности.

Экспериментальные исследования фазовых равновесий в системе лопа рит-нефелин, а также в системе луявритовый расплав – лопарит [Векслер, Ко гарко и др., 1989] показали широкие поля кристаллизации лопарита в агпаито вом расплаве. Однако исследования в основном проводились в «сухих» услови ях, в то время как флюидный режим является важным фактором развития маг матического процесса и связанного с ним рудогенеза.

Чтобы выявить эффект флюидного воздействия на магматические сис темы, нами проводились параллельные эксперименты при Т=1200 °С, Р = 2 кбар без участия летучих компонентов (в «сухих» условиях), под давлением водного флюида (количество которого по отношению к навеске составляло 10 мас. %), а также в присутствии флюида щелочного состава (10 % раствора NaOH).

В этих режимах были исследованы модельные алюмосиликатные щелочные магматические системы (Ab60Ne40), содержащие Ti, REE (La, Ce, Y), Nb, Sr.

В сухих системах наблюдалось образование кристаллов лопарита в силикат ной матрице (рис.


1а). В этих же системах под давлением водного флюида бы ли получены принципиально иные результаты, определенные расслоением расплава на две жидкости: алюмосиликатную, образующую матрицу, и бога тую Ti, REE (La, Ce, Y), Sr и Nb с примесью силикатной составляющей, обра зующую капли (рис. 1б). Иногда образовывались также кристаллы лопарита или титанониобатов редких земель, что, вероятно, связано с исходной концен трацией и набором вводимых рудных компонентов. В системах, содержащих щелочной флюид (10 % раствор NaOH), получено аналогичное капельное рас слоение на силикатную матрицу и капли, обогащенные Ti, REE (La, Ce, Y), Sr и Nb. В щелочной среде растворимость рудных металлов в силикатном рас плаве возрастает, поэтому кристаллов лопарита не образуется. Таким образом, содержание в системе раствора NaOH оказывает положительное влияние на возникновение несмесимости.

a б Рис. 1. Кристаллы лопарита в алюмосиликатной матрице, образовавшиеся без участия летучих компонентов (а), и капельное расслоение в этой же системе под давлением водного флюида (б) при Т=1200 °С, Р = 2 кбар. Фотографии сделаны в отраженных электронах Исследованные в настоящей работе в присутствии водного флюида алю мосиликатные щелочные системы, содержащие рудные металлы, относятся к системам, в которых расслаивание, по-видимому, обусловлено несмесимостью фаз, возникающих при разделении катионов-сеткообразователей и катионов модификаторов [Галахов, Варшал, 1969] в структуре расплава. Содержание в системе оксидов Na, Ca, Sr, REE оказывает положительное влияние на возник новение несмесимости. Флюид (водный или щелочной) в этих системах являет ся фактором разделения расплава на несмешивающиеся фазы, понижая темпе ратуру ликвидуса и повышая деполимеризацию расплава.

Таким образом, за счет возникновения жидкостной несмесимости этого типа силикатный расплав может существенно обогащаться рудными компо нентами, что может иметь определяющее значение для образования богатых редкоземельно-ниобиевых (лопаритовых) месторождений на магматическом этапе.

Кроме того, учитывая сложность природных флюидно-магматических систем, можно предположить, что это будет оказывать существенное влияние и на кристаллизацию минералов из расплава. Поэтому нами проводились экспе риментальные исследования кристаллизации лопарита в сложных силикатно солевых системах, содержащих карбонат, хлорид, фторид или сульфат натрия, в широком диапазоне температур и давлений: при Т=400 °С и Т=450 °С и Р = кбар, Т=840 °С и Р=1.5 кбар и при Т=1200 °С и Р=2 кбар. Навеска состояла из гелевой смеси состава альбит-нефелиновой эвтектики Ab 72.5 : Ne 27.5 (мас. %) с добавлением оксидов Ti, Nb, La, Ce, Y, карбонатов Ca и Sr, а также с добавле нием соответствующей соли (или комбинации солей).

Проведенные исследования выявляют зависимость состава лопаритов от физико-химических условий их образования (от состава флюида), а также по казывают возможность кристаллизации лопарита в природе в широком интер вале температур.

Так, например, при Т=840 °С и Р=1.5 кбар наибольшее количество ниобия (до 15 мас.%) в составе лопарита отмечается в опытах с добавлением карбонат но-фторидного флюида (что сопоставимо с составами лопаритов, характерных для верхней части разреза Ловозерского массива – эвдиалитового комплекса), средние содержания ниобия (6.5-7.5 мас. %) наблюдаются в опытах с флюидом, содержащим карбонат и хлорид или карбонат, сульфат и хлорид (подобно со ставам лопаритов из дифференцированного комплекса Ловозерского массива), а наименьшее содержание ниобия (1.5-2.5 мас. %) в лопарите выявляется в опы тах с чисто карбонатным составом флюида. При Т=450 °С прослеживается ана логичная отмеченной выше закономерность по содержанию ниобия в кристал лах лопарита: наибольшее количество ниобия (до 19 мас. %) в составе лопарита наблюдается в опытах с наибольшим содержанием фтора во флюиде. Получен ные данные в целом могут свидетельствовать о фторидной специфике флюид ного режима при образовании пород комплекса эвдиалитовых луявритов Лово зерского массива. Это хорошо согласуется с данными о среднем содержании фтора в различных комплексах массива.

Кроме того, полученная зональность кристаллов лопарита сопоставима с зональностью природных кристаллов лопарита и может быть обусловлена влиянием флюида сложного состава на кристаллизацию лопарита из расплава.

Попытка сопоставления составов пород дифференцированного комплекса Ловозерского массива (луявритов, фойяитов и уртитов) с составами экспери ментальных расплавов показало, что составы алюмосиликатных стекол, полу ченных в опытах по синтезу лопаритов при 840 °С, близки по составу к фойяи там и отвечают составу альбит-нефелиновой эвтектики;

при снижении темпера туры опытов и увеличении щелочности системы состав экспериментально по лученных стекол обогащается нормативной нефелиновой компонентой и при ближается к составам уртитовых пород Ловозерского массива.

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 07-05-00217 и «Ве дущие научные школы» НШ-5367.2008.5.

Литература 1. Векслер И.В., Когарко Л.Н., Кригман Л.Д., Сенин В.Г. Кристаллизация лопарита из лу явритового расплава в сухих и водонасыщенных условиях // Геохимия. 1989, № 2, с. 181-191.

2. Галахов Ф.Я., Варшал Б.Г. О причинах ликвации в простых силикатных системах // В кн.: «Ликвационные явления в стеклах». Сб. Л. 1969.

3. Когарко Л.Н. Проблемы генезиса гигантских редкометальных месторождений Коль ского полуострова // В кн.: «Российская Арктика: геологическая история, минерагения, гео экология». Санкт-Петербург, 2002, с. 773-787.

4. Коротаев М.Ю., Кравчук К.Г. Гетерофазность гидротермальных растворов в условиях эндогенного минералообразования // Препринт. Черноголовка.1985. 62 с.

5. Равич М.И. Водно-солевые системы при повышенных температурах и давлениях. М.:

«Наука», 1974.

ПРИБАЙКАЛЬСКИЙ ЛАЗУРИТ – ПРИМЕР ДИССИПАТИВНОЙ СТРУКТУРЫ, ПРИШЕДШЕЙ В СОСТОЯНИЕ ВЫНУЖДЕННОГО РАВНОВЕСИЯ В.Л. Таусон, А.Н. Сапожников, С.В. Липко, С.Н. Шинкарева ИГХ СО РАН, Иркутск, vltauson@igc.irk.ru В последнее время геологические системы все чаще рассматривают как системы самоорганизующиеся, в которых возникают диссипативные структу ры. Одной из сложных проблем при таком рассмотрении является сохранность подобных структур в течение геологического времени, когда каждая после дующая стадия эволюции системы уничтожает информацию о предыдущей. Ре альные механизмы, способствующие сохранению информации в условиях мно гообразия наложенных процессов, вариаций параметров состояния, в настоящее время неизвестны. Нами рассматривается механизм, способный обеспечить ус тойчивость неравновесной системы: он предполагает переход диссипативной структуры в состояние вынужденного равновесия [Tauson, Akimov,1997]. В ка честве примера взят лазурит из Прибайкалья с кубической элементарной ячей кой и несоразмерной трехмерной модуляцией структуры (НТМ) [Таусон, Са пожников и др., 2009]. Существование кубической НТМ-модификации с пе риодом 4,6а, где а – параметр субъячейки (0,908 нм), является одной из наибо лее сложных проблем, связанных с Прибайкальским лазуритом. Синусоидаль ная 3D-модуляция неустойчива с позиций континуальной теории упругости, поскольку для нее не выполняются условия равновесия упругой среды [Таусон, Акимов и др., 1998]. Тем не менее, такая структура реально существует в ряде месторождений Прибайкалья и даже нередко является преобладающей, как, на пример, на месторождении Похабиха. Парадоксальной выглядит и та легкость, с которой данная модуляция снимается даже при умеренных температурах (на пример, за 24 ч при 600 °С). Это говорит о ее неустойчивости. Кроме того, сле дует указать на такие особенности как когерентность (элементы структуры полностью когерентны, что доказывают четкие, неразмытые дифракционные отражения) и зависимость конечного состояния от предыстории системы, ха рактерные для диссипативных систем. Непонятно, почему, при высокой степе ни когерентности, модуляция снимается не путем постепенного увеличения ее периода, как в едином и непрерывном кристаллическом пространстве, а дис кретно, как в мозаичных доменных структурах.

В далеких от равновесия условиях могут возникать реакции с когерент ным (согласованным) периодическим изменением концентрации реагентов. Для формирования структуры лазурита важны окислительно-восстановительные ре акции серы, определяющие, какие кластеры займут образующиеся структурные полости и в каких соотношениях. Кинетические проблемы и автокаталитиче ский характер некоторых из них хорошо известны. Это приводит к формиро ванию блоков (структурных модулей), которые устойчивы только в условиях поверхности, поскольку являются промежуточными элементами между твердой фазой и крупным комплексом в растворе. Поэтому на них не накладывается ог раничение, свойственное элементам сплошной среды. Мы полагаем, что такая система возникла в процессе биметасоматоза при диспергировании и замеще нии микроклина. Д.С. Коржинский обратил внимание на то обстоятельство, что вростки гаюина приурочены “к узким зонам контакта плагиоклазовых участков с микропертитом” [Коржинский, 1947]. Возможно, микроклин-пертиты склон ны с самодиспергированию – им термодинамически выгоднее образовать дис персную систему, несмотря на избыток поверхностной энергии, чем сохранять напряженное состояние ламелей. Одновременно происходит замещение K на Na и Ca и трансформация каркаса в содалитоподобный, не требующая высокой энергии активации вследствие близости этих структур. Полости занимаются сульфидными и сульфатными кластерами в различных пропорциях, что и опре деляет модуляцию структуры каждого блока (домена). На АСМ-изображении скола (рисунок) эта структура проявляется достаточно четко, причем статисти ческий анализ профилей (внизу рисунка) показывает, что подавляющее боль шинство значений группируется в области h/ T = 1 ±0.1, где h – высота объекта, T – период модуляции. Таким образом, элементарной структурной единицей является блок (модуль) размером Т. Анализ высот элементов рельефа на гранях кристаллов также показывает их приуроченность к целым числам Т (по крайней мере, до 4Т). Механизм кристаллизации НТМ-лазурита подобен так называе мой коллоидно-химической кристаллизации, при которой кристаллиты колло идной дисперсности образуют “крупногабаритную” кристаллическую решетку, соответствующую ориентированному дальнему порядку в трех измерениях [Холпанов, Гусев, 2009]. В отличие от авторов этой работы, мы считаем малове роятным прямое соединение кристаллитов друг с другом химическими связями.


Такое соединение могут осуществлять подходящие по размеру молекулы и ио ны: именно поэтому модуляция легко снимается. Не входящие в структуру “связующие” молекулы удаляются, и блоки соединяются “напрямую”, одно временно лишаясь модуляции по причине химических реакций между полост ными анионами серы, ведущих к выравниванию размера кластеров в полостях структуры. Это также объясняет, почему, несмотря на высокую когерентность, модуляция снимается не путем постепенного увеличения ее периода, как в еди ном и непрерывном кристаллическом пространстве (сплошной кристалличе ской среде), а дискретно, как в мозаичных доменных структурах.

Казалось бы, сохранить подобную структуру на протяжении геологиче ского времени совершенно невозможно. Но в работе [Таусон, Сапожников и др., 2009] установлена интересная особенность. По причине некоего кристалло химического события при температуре Тх вблизи 550 °С, связанного, по видимому, с резким сжатием структуры и обнаруживаемого терморентгеногра фически в виде разрыва зависимости «температура-параметр субъячейки», про исходит изоляция полостей структуры, содержащих кластеры с различным со стоянием серы. Некоторую подвижность могут сохранять мелкие ионы, такие как Na+, S2. Наиболее устойчива структура с дисульфид-ионом, поскольку в ней не мигрирует Na, а при наличии в исходном лазурите моносульфид-иона имеет место реакция образования именно дисульфида. Сформировавшаяся Частота,% 0 0.5 1 1.5 2 2. h/T Рис. АСМ – изображение (974 х 974 х 33 нм) и профиль рельефа скола кристалла лазурита с НТМ – структурой (вверху), частота встречаемости относительных высот элементов рельефа (внизу) ростовым путем неравновесная кристаллическая структура НТМ-лазурита при TTx сохраняет устойчивость за счет перемещений небольших ионов в энергети чески наиболее выгодные положения, ограниченных пределами отдельных по лостей. В итоге степень порядка в распределении кластеров, достигнутая при Tx, остается постоянной. Это следствие установления вынужденного равновесия, основанного на балансе энергии деформации каркаса и энергии упорядочения кластеров. Термодинамический анализ этого состояния, выполненный в работе [Таусон, Акимов и др., 1998], показал, что оно соответствует метастабильно му вынужденному равновесию II типа по классификации [Tauson, Akimov, 1997]. Данный пример указывает на существование кристаллохимических механизмов, определяющих сохранение неравновесных состояний в геологи ческих системах.

Работа поддерживается РФФИ (гранты 09-05-00089 и 08-05-98052 р_сибирь).

Литература 1. Коржинский Д.С. Метасоматические флогопитовые и лазуритовые месторождения архея Прибайкалья // Труды Института геологических наук, 1947, вып. 29, с. 1-164.

2. Таусон В.Л., Акимов В.В. и др. Изучение условий устойчивости и структурно химических превращений Прибайкальского лазурита // Геохимия, 1998, № 8, с. 803-820.

3. Таусон В.Л., Сапожников А.Н. и др. Природа устойчивости несоразмерной трехмер ной структурной модуляции в Прибайкальском лазурите (данные экспериментов при 550 °С) // Геохимия, 2009, № 8.

4. Холпанов Л.П., Гусев Б.В. Блочная коллоидно-химическая кристаллизация материа лов. М. : Научный мир, 2009. 40 с.

5. Tauson V.L., Akimov V.V. Introduction to the theory of forced equilibria: General princi ples, basic concepts, and definitions // Geochim. Cosmochim. Acta, 1997, v. 61, № 23, p. 4935 4943.

О МИКРОВКЛЮЧЕНИЯХ ХЛОРИДОВ В ОКРУГЛЫХ ТЁМНО-СЕРЫХ КРИСТАЛЛАХ АЛМАЗА ИЗ РОССЫПЕЙ СЕВЕРО-ВОСТОКА ЯКУТИИ С.В. Титков1, И.Д. Рябчиков1, Б.С. Помазанский2, Л.О. Магазина ИГЕМ РАН, Москва, titkov@igem.ru;

2ЯНИГП ЦНИГРИ АК «АЛРОСА», Мирный, bogdan@cnigri.alrosa-mir.ru В россыпях северо-востока Якутии широко распространены тёмно-серые, почти чёрные, округлые кристаллы алмаза додекаэдрического габитуса, обра зованные в процессе растворения несовершенных октаэдрических кристаллов.

Их окраска обусловлена большим количеством чёрных микровключений (пре имущественно, графита), находящихся во внешней зоне кристаллов. При рас творении периферийной зоны индивидов, начиная с вершин, появляются и раз виваются прозрачные и бесцветные кривогранные поверхности более совер шенной внутренней зоны. По классификации Ю.Л. Орлова такие алмазы отно сятся к V разновидности. Коренные источники россыпей северо-востока до на стоящего времени не известны, и происхождение алмазов V разновидности яв ляется предметом дискуссии. До настоящего времени в литературе почти от сутствуют данные о минеральных микровключениях в алмазах V разновидно сти. В настоящей работе были целенаправленно исследованы микровключения в алмазах V разновидности с использованием метода аналитической скани рующей электронной микроскопии.

Перед проведением исследований для удаления поверхностных загрязне ний кристаллы были прокипячены в смеси серной и плавиковой кислот, а затем в азотной кислоте. После этого кристаллы алмаза были расколоты на миниа тюрной металлической наковальне с соблюдением мер предосторожности, что бы избежать попадания частиц металла в препараты. Для этого образец алмаза заворачивался в несколько слоев плотной бумаги. Затем на свежие сколы об ломков напылялась тончайшая углеродная пленка для стекания заряда, и они детально изучались на сканирующем электронном микроскопе JSM-5300 (Jeol, Япония), оснащенном энергодисперсионным спектрометром Link-ISIS (Oxford, Англия), который позволяет проводить определения содержаний химических элементов от Be до U, включая О.

В результате проведённых исследований в двух из пяти изученных кри сталлов алмаза V разновидности, массой 14-24 мг, из россыпей северо-востока Якутии были выявлены микровключения хлоридов. В их состав, как свидетель ствуют энергодисперсионный анализ, входят K, Na, Cl и О, причём соотноше ние К и Na изменяется в различных участках включений. Можно предполагать, что эти микровключения представляют собой твёрдые растворы галита и силь вина, а кислород входит в состав молекул воды, адсорбированных на их по верхности. Вместе с тем нельзя исключить того, что вода входит в структуру минерала, как в гидрогалите. В одном образце была обнаружена пустая микро полость размером 40-60 мкм, дно которой было покрыто характерными дендри тами указанного состава, что свидетельствует об их образовании при кристал лизации захваченных алмазом обогащённых хлором флюидов, возможно при декрипитации включений.

В последние годы было получено большое количество новых данных о присутствии в природных алмазах расплавных или флюидных микровключений сложного рассольно-карбонатитового состава, характеризующихся высоким содержанием K, Cl, воды, переменным количеством Na, двухвалентных катио нов (Ca, Mg, Fe, Ba), карбонатных и силикатных анионов [Klein-BenDavid et al., 2007;

Logvinova et al., 2008 и ссылки в этих работах]. Такие включения были выявлены в алмазах из кимберлитов Южной Африки, Сибири и Канады. Одна ко они наблюдались только в редких алмазах кубического габитуса, в кубиче ских центральных полупрозрачных зонах в октаэдрических алмазах и в алмазах с несовершенной оболочкой с фибрильным строением. В алмазах были выявле ны и микровключения индивидуальных минеральных фаз хлоридов. В частно сти, в алмазе кубического габитуса из кимберлитовой трубки Удачная было ус тановлено микровключение твёрдого раствора галита и сильвина [Титков и др., 2006], а в округлом несовершенном алмазе, образованном, по-видимому, при растворении кристалла кубического габитуса, из лампроитовой трубки Аргайл – микровключение галита [Горшков и др., 2003]. Обнаружение микровключений Na-K хлорида в округлых кристаллах алмаза, образованных при растворении несовершенных октаэдрических кристаллов, свидетельствуют о том, что вклю чения хлоридов распространены в различных типах алмаза. По-видимому, кри сталлизация изученных алмазов V разновидности из россыпей северо-востока Якутии происходила при участии хлорсодержащих флюидов, так же как и кри сталлизация, по крайней мере, части алмазов из кимберлитов и из лампроитов.

Литература 1. Klein-BenDavid O, Izraeli E.S., Hauri E., Navon O. Fluid inclusions in diamonds from the Diavik mine, Canada and the evolution of diamond-forming fluids // Geochemica et Cosmscemica Acta, 2007, V. 71, № 3, p. 723-744.

2. Logvinova A.V., Wirth R., Fedorova E.N., Sobolev N.V. Nanometer-sized mineral and fluid inclusions in cloudy Siberian diamonds: new insights on diamond formation // European Journ. of Mineralogy, 2008, V. 20, № 3, P. 317-331.

3. Горшков А.И., Бершов Л.В., Титков С.В., Винокуров С.Ф., Рябчиков И.Д., Магазина Л.О., Сивцов А.В. Особенности минеральных включений и примесей в алмазах из лампроитов трубки Аргайл (Западная Австралия) // Геохимия, 2003, № 12. с. 1251-1261.

4. Титков С.В., Горшков А.И., Солодова Ю.П., Рябчиков И.Д., Магазина Л.О., Сивцов А.В., Гасанов М.Д., Седова Е.А., Самосоров Г.Г. Минеральные микровключения в алмазах кубического габитуса из месторождений Якутии по данным аналитической электронной микроскопии // Доклады РАН, 2006, Т. 410, № 2, с. 255-258.

ФАКТОРЫ МНОГООБРАЗИЯ СЕРИЙ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД Ж.А. Федотов ГИ КНЦ РАН, Апатиты, fedotov@geoksc.apatity.ru Понятие локального равновесия, сформулированное Дмитрием Сергеевичем Коржинским, является краеугольным камнем теории магматической кристаллиза ции. Локальное равновесие устанавливается в градиентной неравновесной в целом системе в тех ее объемах, где скорость процессов, восстанавливающих равнове сие, выше скорости изменения интенсивных параметров [Коржинский, 1973]. В застойном расплаве таким процессом является химическая диффузия, поддержи вающая равновесие в объеме диффузионной ячейки, возникающей вокруг каждо го зерна твердой фазы в зоне кристаллизации. В движущемся расплаве равновесие в объеме магматической камеры поддерживает механический тепломассоперенос.

Разные формы тепломассопереноса определяют принципиально различный харак тер фракционной кристаллизации неподвижного и движущегося расплавов. Для подтверждения этой очевидной истины не хватает диаграммы, на которой бы это различие выявлялось. Таковой является тройная петрохимическая диаграмма Mg Fe+Ti-Al. На ней различаются петрохимические тренды фракционирования не подвижного и перемешиваемого расплава, хорошо согласующиеся с эксперимен тами по плавлению мантийного вещества при разном давлении.

Движущийся расплав испытывает фракционную кристаллизацию, как сумму совершенной фракционной и равновесной кристаллизации в пропорции, задаваемой фактором фракционирования fS (рис. 1A). Содержание рассеянного элемента определяется уравнениями: CL/C0 = fS·F(D-1)+(1-fS)/(F+D-DF) в распла ве, CS/C0 = fS·DF(D-1)+ (1-fS)D/(F+D-DF) в равновесной твердой фазе и CR/C0 = = D/(F+D-DF) в кумулате.

В неподвижном расплаве происходит устойчивая кристаллизация [Федо тов, 2009]. Твердая фаза образуется в градиентной зоне у охлаждающей стенки магматической камеры. Размер зерен увеличивается от фронтальной части зоны, где происходит их нуклеация, к ее тыльной части, где исчезает расплав. На опре деленном этапе становления массива кристаллы оливина и пироксена начинают тонуть в расплаве. Такое фракционирование можно назвать комплементарным, так как оно ведет к постепенному расщеплению гомогенного расплава, запол няющего камеру, на два растущих комплементарных слоя: остаточный у кровли и кумулятивный у дна (рис. 1B). Гравитационное фракционирование и связанная с ним фазовая конвекция определяют образование верхней железистой и нижней кумулятивной зон расслоенных массивов. Проявление ритмичной расслоенности в главной и критической зонах разреза указывает на смену гравитационного меха низма фракционирования на автоколебательный в ходе становления массива. Для простейшего варианта перемещения зерен Fe-Mg-силикатов содержание рассеян ного элемента в верхнем комплементарном слое расплава определяется уравнени ем CВ/C0=1/(F+D-DF), в придонном СН/C0=[1+D(1-F)/(F+D-DF)]/(2-F).

Рис. 1. Фракционная кристаллизация движущегося (А) и неподвижного (B) расплава в системе форстерит-фаялит.

Жирный пунктир – состав расплава и твердой фазы в магматической камере (А) и компле ментарных слоев расплава после перемещения твердой фазы (B), тонкий пунктир – эффек тивный состав системы, fS – фактор фракционирования, цифры над линией ликвидуса – сте пень кристаллизации расплава в диффузионных ячейках.

Петрохимический анализ на диаграмме MFTA показал, что становление Мончегорского плутона и крупнейших в мире расслоенных комплексов Буш вельд и Стиллуотер происходило в обстановке застойной кристаллизации, а массивов Скаергаард, Бураковский и Имандровского комплекса – в обстановке общей конвекции расплава. При турбулентном перемешивании родоначальных мантийных расплавов в ходе их подъема в верхнюю кору происходит фракцион ная кристаллизация, определяющая магматическую эволюцию в целом.

На рисунке 2 сопоставлены петрохимические тренды лавовых серий с ре зультатами экспериментов по плавлению мантийных перидотитов. Жирные ли нии – экспериментальные тренды равновесных мантийных расплавов при раз ных давлениях. Равные степени плавления перидотита при разных давлениях [Walter, 1998] хорошо апроксимируются изолиниями железистости. Это позво ляет дополнить экспериментальные тренды. Дело в том, что в литературе от сутствуют экспериментальные данные по составу выплавок в высокобарных опытах при степени плавления ниже 10 %. В специальном двухстадийном экс перименте при температуре 1250 °C и давлении 1GPa получена единственная 2 % выплавка из перидотита [Backer, Hirschmann, 1995]. Экспериментальные тренды на рисунке экстраполированы до линии, проведенной из вершины Al через точку этой выплавки.

Рис. 2. Сопоставление петрохимических трендов лавовых серий с экспериментальными данными по плавлению мантийного вещества на диаграмме MFTA.

Жирные линии – состав экспериментальных выплавок из перидотита равновесных с оливином и пироксеном – главная дуга, с оливином, пироксеном и гранатом (или плагиоклазом) – крутые ответвления. Цифры – давление в гигапаскалях. Черные кружки – состав родоначальных рас плавов толеитовых серий, белые – щелочных. Тонкий пунктир – степень плавления матийного субстрата. Точечные линии – базальтовые котектики с плагиоклазом разной основности по экспериментальным данным при атмосферном давлении. Линии со стрелками – петрохимиче ские тренды лавовых серий: ТБ – толеитбазальтовой, КБ – коматиитбазальтовой, К – коматии товой, БН – бонинитовой, П – пикритовой, ФП – ферропикритовой, ЩФП – щелочноферро пикритовой, ЩП – щелочнопикритовой, Л – высококалиевых магнезиальных лампрофиров и лампроитов;

ИЗЩ – известково-щелочной.

Степень плавления детерминирована механизмом отделения расплава от мантийного субстрата. Гравитационный механизм срабатывает при степени плавления субстрата около 25%, когда объем жидкости начинает превышать предельную пористость твердого остатка. При такой степени плавления образу ется большинство родоначальных расплавов толеитовых серий. Главным усло вием фильтр-прессинга является наличие порового расплава при сохранении субстратом способности к хрупким деформациям. Этим определяется проявле ние фильтр-прессинга при очень низкой степени плавления субстрата. По принципу фильтр-прессинга образуются родоначальные магмы щелочных маг матических серий. По такому же механизму отделяются от разуплотненной мантии на глубине выше 30 км высокоглиноземистые расплавы СОХ. С меха низмом декомпрессионного шокового плавления мантийных плюмов принято связывать образование коматиитовых магм, которые являются продуктом очень высокой степени плавления вещества мантии.

Родоначальные магмы толеитбазальтовой и известково-щелочной серий зарождаются в близких условиях. Их сериальные различия определяет геоди намическая обстановка проявления вулканизма. Толеитбальтовые расплавы поднимаются на поверхность в условиях растяжения. Их фракционный тренд заканчивается котектикой атмосферного давления. Известково-щелочные рас плавы образуются в обстановке сжатия. Их фракционный тренд заканчивается на глубине 20-35 км образованием высокоглиноземистого базальтового распла ва, который, проплавляя свой путь к земной поверхности в континентальной коре, дает непрерывный ряд пород – базальт, андезит, дацит, риолит.

Принципиально важным моментом, влияющим на состав мантийных рас плавов, является присутствие граната в твердом остатке. Чем больше граната в твердом остатке, тем сильнее расплав обогащен легкими РЗЭ. Не обогащены ими коматииты и бониниты, так как их родоначальные расплавы образуются в равновесии с минералами железо-магнезиального реакционного ряда, а также базальты СОХ и архейские толеиты, так их родоначальные расплавы образуют ся выше зоны устойчивости граната. Во внутриплитных толеитах, родоначаль ные магмы которых отделяются от мантийного субстрата в зоне устойчивости граната при степени плавления 25%, обогащение легкими РЗЭ слабо увеличи вается с углублением магмогенеза в ряду серий: толеитбазальтовая, коматиит базальтовая, пикритовая, ферропикритовая. Резко почти на порядок обогащены легкими РЗЭ по сравнению с ними породы щелочных серий, так как их родона чальные расплавы образуются в равновесии с гранатом при степени плавления мантийного вещества ниже 2%.

Литература 1. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. М.: Наука.

1973. 288с.

2. Федотов Ж.А. Роль общей и фазовой конвекции в образовании скрытой расслоенно сти и рудогенезе кратонных интрузивных комплексов // Магматизм и рудообразование. Ма териалы, конференции посвященной 125-летию со дня рождения академика А.Н. Заварицко го. Москва, ИГЕМ РАН. 2009. С. 128-131.

3. Baker M.B., Hirschmann M.M., Ghiorso M.S., Stolper E.M. Compositions of near-solidus peridotite melts from experiments and thermodynamic calculations // Nature. 1995. V. 375. № 6529. P. 308-311.

4. Walter M.J. Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere // J. Petrol. 1998. V. 39. N. 1. P. 29-60.

ДИФФЕРЕНЦИАЛЬНАЯ ПОДВИЖНОСТЬ ХИМИЧЕСКИХ КОМПОНЕНТОВ В УДАРНЫХ ВОЛНАХ В.И. Фельдман1, Е.А. Козлов МГУ им. М.В.Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, feldman@geol.msu.ru ;



Pages:     | 1 |   ...   | 10 | 11 || 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.