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 |   ...   | 11 | 12 || 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 13 ] --

2Российский федеральный ядерный центр – Всероссийский научно исследовательский институт технической физики им. акад. Е.И. Забабахина, Kozlov@gdd.ch70.chel.su Импактные структуры (астроблемы) и их породы (импактиты) являются сравнительно новыми объектами изучения – они исследуются менее 50 лет.

За это время достаточно чётко выяснено, что термин «ударный метаморфизм», которым обозначается процесс их формирования, является ошибочным. Под метаморфизмом в геологии принято понимать твёрдофазную перекристалли зацию обычно изохимического характера. «Ударный метаморфизм» фактиче ски объединяет дробление, плавление, испарение пород мишени, отложение и литификацию обломочного материала, застеклование и/или кристаллизацию импактного расплава, конденсацию продуктов испарения, автогидротермаль ное изменение всего комплекса импактитов. Естественно, что физико химические условия в каждом из этих процессов сильно отличаются. Ниже речь будет идти только о самом начале ударного метаморфизма – его твёрдо фазной стадии, соответствующей сжатию ударной волной горной породы, до начала разгрузки и плавления.

Первоначально (в 60-70-х годах XX века) поведение вещества горных по род при ударно-волновом нагружении рассматривалось, как изохимическое.

Однако уже с 60-х годов стали накапливаться данные об изменении состава мине ралов при сжатии их ударными волнами в астроблемах (Рис, Лаппаярви, Попигай, Янисъярви, Хогтон, Пучеж-Катунки и др.) и метеоритах (хондрит Царёв и др.) [Козлов, Жугин и др., 1998]. Это было подтверждено и исследовано в лабора торных экспериментах по сжатию различных пород и минералов сферическими сходящимися ударными волнами в интервале ударных напряжений 20-350 ГПа [Сазонова, Фельдман и др., 2002;

Фельдман, Сазонова и др., 2003]. При этом сравнение продуктов диаплектового преобразования минералов в природе и в лабораторных экспериментах показало хорошее соответствие [Фельдман, Сазо нова и др., 2006].

Проведенные исследования обнаружили, что за характерные времена по рядка 106 сек и менее химические компоненты покидают своё место в кристал лической решётке минералов и перемещаются ударной волной в иные решётки, дефектные участки кристаллов, межзерновые пространства в породе и т.д. Эти процессы миграции, как правило, не удаётся описать привычными в геологии реакциями минералообразования. Физической основой этого процесса мигра ции компонентов в твёрдой среде является ультратонкое дробление вещества (до фрагментов порядка 100 ) под действием ударной волны. При этом не происходит разрушения твёрдого тела в целом, а «скорость массопереноса… на 10-12 порядков больше, чем коэффициент диффузии в данном веществе в твёрдом состоянии… и на 3-5 порядков больше, чем в жидком состоянии»

[Ениколопян, 1989].

Процесс миграции имеет чёткий кристаллохимический контроль. В по лиминеральных алюмосиликатных горных породах кольцевые и каркасные ми нералы (кварц, полевые шпаты, кордиерит) претерпевают аморфизацию, по скольку энергия ударной волны равномерно распределяется по всему объёму однородного по своей структуре зерна. Напротив, минералы с неоднородной решёткой – слоистые, ленточные, цепочечные, островные (слюды, ставролиты, амфиболы, пироксены, гранаты и т.п.) испытывают ударно-термическое разло жение и превращаются в агрегатные псевдоморфозы. И те, и другие минералы меняют свой состав. Изменения состава, прежде всего, проявляются в потере минералами части слагающих их компонентов. Последовательность выноса ио нов из кристаллической решётки определяется, прежде всего, их координаци онным положением. Наиболее подвижными, легко «выбиваемыми» являются щёлочи в слюдах, имеющие КЧ = 12. Но те же калий и натрий в полевых шпа тах (где у них КЧ = 10) требуют более высоких ударных напряжений для своего высвобождения. Ещё более устойчивыми являются компоненты, находящиеся в VIII и VI координациях – магний, железо, марганец, алюминий и другие катио ны в цветных минералах. Так, например, если калий из биотита (КЧ = 12) начи нает интенсивно выноситься уже при нагрузках около 17 ГПа, то для выноса магния из этого минерала (КЧ = 6) необходимо до 28 ГПа. Наименее подвиж ными являются кремний и алюминий, находящиеся в IV координации, в тетра эдре. На твёрдофазной стадии преобразования они практически инертны Нача ло их миграции является признаком плавления вещества, то есть переходом к следующему этапу преобразования вещества в ударной волне, более энергоём кому, более интенсивному.

Помимо координационного положения иона, на интенсивность миграции компонентов влияют и другие факторы – положение минерала в структуре по роды, количество минералов в породе и их объёмные соотношения и др. Одна ко роль этих факторов пока изучена совершенно недостаточно.

Таким образом, дифференциальная подвижность компонентов в ударных волнах определяется не химическим их взаимодействием, а механическим воздей ствием на вещество ударной волны – сжатием, дроблением, транспортировкой.

Работа выполнена при финансировании за счёт грантов Президента Российской Федерации для поддержки ведущих научных школ – ВНШ 165.2003.5 и НШ-5338.2006.5.

Литература 1. Ениколопян Н.С. Сверхбыстрые химические реакции в твёрдых телах // Журнал фи зической химии. 1989. Т. LXIII. В. 2. С. 2289 – 2298.

2. Козлов Е.А., Жугин Ю.Н., Литвинов Б.В., Фельдман В.И., Сазонова Л.В. Изменение химического состава минералов при ударно-волновом нагружении // Препринт № 151. Сне жинск. Издательство РФЯЦ – ВНИИТФ. 1998. 35 с.

3. Сазонова Л.В., Фельдман В.И., Козлов Е.А., Жугин Ю.Н. Особенности миграции хи мических компонентов при ударно-волновом нагружении горных пород на твёрдофазной стадии сжатия // Препринт № 198. Снежинск. Издательство РФЯЦ – ВНИИТФ, 2002. 26 с.

4. Фельдман В.И., Сазонова Л.В., Козлов Е.А. Закономерности подвижности породооб разующих элементов при ударном метаморфизме (по результатам экспериментов) // Доклады АН СССР. 2003. Т. 392, № 6, С. 790-801.

5. Фельдман В.И., Сазонова Л.В., Козлов Е.А. Ударный метаморфизм некоторых поро дообразующих минералов (экспериментальные и природные данные) // Петрология. 2006. Т.

14, № 6, С. 576-603.

АКЦЕССОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ ГРАНИТОИДОВ ДУКАТСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ КАК ИНДИКАТОРЫ РОЛИ ГЛУБИННЫХ ПРОЦЕССОВ В КОНЦЕНТРАЦИИ РУДНЫХ КОМПОНЕНТОВ (МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ) Л.Г. Филимонова ИГЕМ РАН, Москва, flg@igem.ru Дукатское рудное поле, вмещающее одноименное уникальное по запасам серебра (16 тыс. тонн) позднемеловое эпитермальное месторождение Дукат, рас полагается в субмеридиональном Балыгычан-Сугойском грабене, примыкающем с севера к краевому Охотско-Чукотскому вулканическому поясу. Ранне- и позд немеловые субщелочные, умеренно глиноземистые биотитовые гранитоиды рудного поля ассоциируют во времени и в пространстве с рудными телами ме сторождения [Константинов и др., 1998]. Они слагают обнажающиеся на по верхности круто падающие тела малых интрузий крупно порфировых невадитов, и интрузию мелко- и среднезернистых, порфировидных биотитовых лейкограни тов, кровля которой удалена от современной поверхности на 1300 м.

Условия локализации акцессорных минералов, образующих в гранитои дах четко обособленные меланократовые шлиры бедные кварцем, богатые тем ноцветными минералами и железосодержащими щелочными полевыми шпата ми, показывают, что минерализованные микроагрегаты шлиров формировались из малых порций метабазитовых вязких флюидизированных расплавов, состав ляющих с кислым расплавом магматическую эмульсию.

Полученные данные о распределении халькофильных (Ag, Pb, Zn, Sn, As), высокозарядных (РЗЭ, Y, Th, U), летучих (F, S) элементов в породообразующих пертитовых полевых шпатах, железистых биотитах гранитоидов, а также в алланит флюорит-полевошпатовых (рис. 1а), кварц-анатаз-монацитовых микроагрегатах с редкометальной минерализацией и пирит-уранотирит-полевошпатовых (рис. 1б), амфибол-пирротиновых, эпидот-пирит-полевошпатовых, кварц-анатаз-ярозитовых с сульфид-сульфатной показали, что главная доля рассеянных элементов, в отно шении которых специализированы интрузии, сосредоточена в акцессорных мине ралах [Филимонова и др., 2006;

Филимонова, 2008].

Особенности внутреннего строения минерализованных агрегатов акцес сорных минералов показывают, что процессы кристаллизации флюидизирован ных расплавов происходили в условиях практически закрытых систем, которые препятствовали отделению летучих соединений, низкотемпературных диффе ренциатов и способствовали образованию минералов с многочисленными не равновесными включениями.

Комплексные минералогические, изотопные и геохимические исследова ния гранитоидов позволили показать важную роль процессов частичного плав ления глубинного гетерогенного метабизитового резервуара в образовании кон трастных по химическому составу расплавов магматических эмульсий, проду цировавших интрузивные тела.

Слабые колебания (от +1.3 до 0.9) значений NdT у гранитидов, алланит флюорит-полевошпатовых, кварц-анатаз-монацитовых микроагрегатов с редкоме тальной минерализацией и эпидот-пирит-полевошпатовых, кварц-анатаз ярозитовых микроагрегатов с сульфидно-сульфатной показывают, что продуци ровавшие их расплавы были отделены от различных областей единого резервуара, составленного метабазитами нижней коры или мантии (Zindler, Hart, 1986). По ниженные величины 147Sm/144Nd (0.1106-0.1268) предполагают участие пород ре зервуара в мезо-кайнозойских процессах, приведших к его обогащению легкими лантаноидами. Пониженные содержания легких литофильных элементов, особен но Rb (130-225 г/т), в гранитоидах и их минерализованных микроагрегатах при положительных значениях NdT указывают на то, что значительный объем гетеро генного резервуара был истощен в отношении легких литофильных элементов.

Рис. 1. Алланит-флюорит-полевошпатовые (а) и ураноторит-пирит-полевошпатовые (б) микроагрегаты акцессорных минералов лейкогранитов c редкометальной и сульфидной минерализацией.

Условные обозначения: Aln – алланит, Mnz – монацит, Tal – таленит, Tor – торит, Utor – ураноторит, Xen – ксенотим, Fl – флюорит, Zrn –циркон Ap – апатит, Alb – альбит, Kfs – калиевый полевой шпат, Qrz – кварц, Chl – Fe-хлорит, Pyr – пирит, Ccp – халькопирит.

Фото в СЭМ Отчетливо проявленные тенденции обратной корреляции величин (87Sr/86Sr)0 и (143Nd/144Nd)0 и прямой корреляции NdT и Th/La у проанализиро ванных образцов (рис. 2) следует рассматривать в качестве проявления свойств, унаследованных от длительно развивающихся в домеловые периоды неодно родностей в исходном резервуаре с участием процессов метасоматоза и частич ного плавления (рис. 2). Области метабазитового субстрата, служившие источ ником для редкометальных флюидизированных расплавов, в ранние периоды эволюции были изменены щелочным метасоматозом, приведшим в конечном итоге к повышению в их высокожелезистом субстрате содержания 87Sr и сни жения 143Nd. Позднее богатые щелочами и железом области легко вовлекались в процессы частичного плавления и были в наибольшей степени истощены в отношении легких литофильных элементов, что слано причиной минимально го содержания Sr и Eu в микроагрегатах с редкометальной минерализацией и гранитоидах, обогащенных ими. Напротив, состав областей, служивших ис точниками для флюидизированных расплавов богатых серой и халькофильны ми элементами, отличался низкой железистостью, высокими содержаниями Sr, а процессы щелочного метасоматоза играли незначительную роль в формиро вании их химического состава.

Рис. 2. Корреляционные диаграммы начальных отношений Nd/144Nd с (87Sr/86Sr)0 (а) и с Th/La (б).

Условные обозначения. 1 – гранитоиды, 2-3 микроагрегаты с редкометальной (2) и сульфид но-сульфатной минерализацией. Поля мантийных и коровых резервуаров показаны по дан ным работ [Zindler, Hart, 1986;

Weaver, 1991].

Высокая роль углеродистого вещества в составе минерализованных мик роагрегатов невадитов показывает, что конечные стадии становления близпо верхностных малых интрузивных тел сопровождались поступлением в область кристаллизации поровых растворов вмещающих угленосных пород. Инверсии температурного и флюидного режима, связанные с пульсационным поступле нием в область минералообразования вещества растворов с различным содер жанием углеродистого вещества и дополнительного тепла глубинного магмато генного источника приводили к развитию процессов перекристаллизации мета стабильных минерализованных микроагрегатов. В определенных условиях вме сто титансодержащих амфиболов, пирита, пирротина формировались минералы TiO2, графит, битумы, Fe-хлорит, различные по составу ярозиты и частицы раз нообразных по составу сплавов-композитов [Филимонова и др., 2006]. Условия циркуляции позднемагматических флюидов на близповерхностных уровнях, вмещающих малые интрузии гранитоидов, способствовали отделению от по следних катионов, микро- наночастиц рудных металлов и их поступлению в область формирования рудообразующих гидротермальных растворов крупной эпитермальной системы, к которой было образовано уникальное Au-Ag (или серебро-полиметаллическое) месторождение Дукат.

Литература 1. Константинов М. М. и др. Золото-серебряное месторождение Дукат. М. : Недра, 1998.

2. Филимонова Л.Г., Трубкин Н.В., Чугаев А.В. Минералого-геохимические особенно сти рассеянной многометальной минерализации Дукатского рудного района и ее соотноше ния с аскольдинскими риолитами и продуктивными рудами (Северо-Восток России) // Зап.

ВМО. 2006. № 5. С. 12-34.

3. Филимонова Л. Г. Редкометально-полиметаллическая минерализация грейзенов Ду катского рудного поля и возможности ее прогнозирования в Балыгычан-Сугойском прогибе (Северо-Восток России) // Тихоокеанский рудный пояс, материалы новых исследований.

Владивосток: Дальнаука, 2008. С. 429-450.

4. Zindler A., Hart S. Chemical geodynamics // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1896. V. 14. P.

439-57.

5. Weaver B. L. The origin of ocean island basalt end-member compositiobns: trace element and isotope constraints // Earth and Planetary Letters. 1991. V. 104. P. 381-397.

РУДНОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ И ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД ОМЧАКСКОГО РУДНОГО УЗЛА И.М. Хасанов1, В.М. Шарафутдинов CВКНИИ ДВО РАН, Магадан, au@maglan.ru1, seismolog@neisri.ru Омчакский рудный узел находится в в бассейне р. Омчак, являющейся левым притоком р. Тенька, впадающей в р. Колыму в её верхнем течении. Гео логическая позиция Омчакского узла [Гончаров и др., 2002] определяется его приуроченностью к краевой части предполагаемого плутона в зоне Тенькин ского глубинного разлома и обусловлена геодинамической обстановкой колли зионного этапа развития Яно-Колымской складчатой системы (ЯКСС). Глав ным рудоконтролирующим фактором месторождений узла является Тенькин ский глубинный разлом, сопровождающийся интенсивным смятием, рассланце ванием и фиксирующийся по данным магнитотеллурических зондирований субвертикальной зоной повышенной электропроводности. Именно в зоне его влияния, где установлены явления кварц-углеродистого метасоматоза [Григо ров и др., 2007], происходило формирование золоторудных тел.

Учитывая, что результаты предыдущих петрофизических работ, прове денных в пределах рудного узла, были получены на основе замеров и интер претации петроплотностных и петромагнитных параметров, лишь косвенно определяющих природу субвертикальной зоны проводимости, настоящие ис следования посвящены изучения именно электрических сопротивления и ани зотропии горных пород Наталкинского рудного поля и вмещающих пород.

Целью исследований является выяснение природы проводимости субверти кальной зоны, а также выявления взаимоотношений между петрофизическими (электрическими, плотностными, магнитными) параметрами и рудной мине рализацией.

Отбор образцов для замера электрических свойств осуществлялся по от дельным профилям, пересекающим предполагаемый выход на поверхность субвертикальной проводящей зоны, охватывающей Наталкинское рудное поле и с выходом за её пределы. Общее количество образцов составило 247 штук. В силу того, что образцы пород обладают неоднородным строением (слоисто стью, вкрапленностью и т.п.), т.е. анизотропны, то для анализа материалов бы ли рассчитаны удельное электрическое сопротивление – УЭС (среднее квадра тическое сопротивление среды или среднее сопротивление анизотропной сре ды) и коэффициент анизотропии – Кан.

Исследования параметров удельного электрического сопротивления и коэффициента анизотропии показали, что образцы, отобранные за пределами проводящей зоны обладают повышенным (1200-3000 Ом·м) сопротивлением и низким Кан (1,1-1,35). Образцы, отобранные в пределах проводящей зоны (и, соответственно, Омчакского рудного узла) характеризуются дифференциро ванными, но в целом, пониженными значениями удельного сопротивления (20-1000 Ом·м) и повышенными значениями Кан (1,4-2,6).

Обобщенные параметры УЭС и Кан всех исследованных образцов, сис тематизированных в последовательности: «вмещающие» – «рудный узел» – «рудное поле» – «месторождение», фиксируют зональное распределение элек трических параметров (рис. 1).

УЭС в Омм Вмещающие Рудный узел Рудное поле Мест орождение а Магнитная восприимчивость в 1х10(-6) Остаточная намагниченность в 1х10(-6) Вмещающие Рудный узел Рудное поле Мест орождение б плотность в г/см 2. 2. 2. 2. 2. 2. 2. 2. Вмещающие Рудный узел Рудное поле Мест орож дение в Рис. 2. Гистограммы удельного сопротивления (а), магнитных параметров (б) и плотности (в) образцов по территории Омчакского рудного узла и его ближайшего обрамления Первую группу – «вмещающие», составляют неизмененные и слабоизме ненные горные породы, развитые за пределами рудного узла (и, соответственно, за пределами субвертикальной проводящей зоны). Им свойственно высокое со противление (свыше 1.500 Ом·м) и относительно пониженное значение Кан (1,2).

Образцы этой группы представлены преимущественно грубозернистыми поро дами атканской свиты – песчаниками с туфогенной примесью, песчанистыми алевролитами с гравийной примесью, и алевритистыми глинистыми сланцами с редкой песчанистой и туфогенной примесью. Рудная минерализация 1-2% – представлена редкими линзовидными образованиями пирита, редко кубической формы с вкрапленниками пирротина, титанистыми минералами Вторая группа – «рудный узел», включает в себя измененные в разной сте пени горные породы рудного узла в целом с низким УЭС (70 Ом·м) и повышен ным Кан (1,4). Образцы главным образом представлены тонкозернистыми разно стями горных пород: углисто-глинистыми сланцами и аргиллитами с редкой вкрапленностью сульфидов. Породы характеризуются сланцеватой текстурой, при микроскопическом изучении диагностируются как углеродисто-кварц-хлорит серицитовые, углеродисто-серицит-хлорит-кварцевые сланцы с различными ко личественными вариациями породообразующих минералов. Углеродистое веще ство (УВ) образует линзовидные скопления, выполняет кливажные трещины, ук ладываются в прожилки (составляет ~от 15 до 50 % от площади шлифа). Рудная минерализация не превышает 1%, представлена преимущественно пятнистыми скоплениями титанистого минерала. Образцы этой группы, отобранные с перифе рийных частей проводящей зоны, очевидно, отображают области распространения углеродистого метасоматоза, характерного для рудного узла в целом.

Третья группа – «рудное поле», охватывает измененные породы рудно го поля, имеют повышенные сопротивление (1.300 Ом·м) и Кан (более 1,4).

Образцы этой группы состоят из измененных окварцованных диамиктитов, реже окварцованных песчаников, еще реже из диамиктитов и алевролитов с тонкой сульфидной вкрапленностью. Диамиктиты включают в себя тонкое кварцевое прожилкование, а также кварцевые, кварц-карбонатные и кварц полевошпатовые прожилки. Углеродистое вещество (3-7 %) тонкодисперсной формы распределено по всей массе породы, образует скопления согласно слан цеватости, выполняет кливажные трещины. Рудная минерализация представле на пиритом с включениями пирротина и в среднем составляет не более 1-3 %.

Образцы этой группы, отобранные из центральной части проводящей зоны, ха рактеризуют участки гидротермально-метасоматически измененных пород с по вышенной концентрацией кварц, кварц-карбонатного прожилково-жильного материала, типичных для площади рудного поля.

Четвертая группа – «месторождение», это интенсивно измененные поро ды самого месторождения, которым присуще низкое сопротивление (не более 650 Ом·м) и самые высокие значения Кан (около 1,6). Образцы представлены, в основном, сульфидизированными и окварцованными диамиктитами, изме ненными песчанистыми алевролитами с тонкой вкрапленностью сульфидов (иногда с линзочками пирита). В образцах этой группы возрастает количество рудных минералов, в среднем сульфиды составляют 5 % (единично до 7-10 %).

Это пирит с включениями халькопирита, пирротина, и арсенопирита. Количе ство новообразованного кварца 7-10 %. УВ распределено крайне неравномерно, выполняет кливажные трещины различной направленности;

в процессе смятия, перетирания, катаклаза пород обособляется в разнонаправленные жилки.

В среднем количество УВ составляет 5-10 %. Образцы данной группы, по видимому, характеризуют наиболее измененные породы, приуроченные к ли нейным минерализованным, (сульфидизированным, графитизированным, ок варцованным), зонам дробления.

Таким образом, основные выводы проведенных исследований сводятся к следующему.

1. На основе геолого-минералогических и петрофизических исследований установлена природа повышенной проводимости верхней части субвертикаль ной зоны, обусловленная наличием углеродистого вещества и сульфидов и осо бенностями их распределения (в электрически связанные полосы или цепочки).

2. Магнитные параметры и плотность хорошо коррелируются с выделен ной зональностью электрических свойств. Установлено наличие взаимосвязи петрофизических характеристик между собой и их зональное соответствие (гене тическая связь) с площадями развития в различной степени измененных пород в пределах Омчакского рудного узла. Так, углефицированные толщи Омчакского рудного узла, характеризуются уменьшением магнитных, плотностных и элек трических (низкое УЭС и высокий Кан) параметров (образцы второй группы).

В то время как участки гидротермально – метасоматически измененных пород, несущих преимущественно кварц- сульфидную минерализацию, в пределах «рудного поля» – «месторождения», идентифицируются, в целом повышенны ми, петрофизическими параметрами (образцы третьей и четвертой групп гор ных пород). При этом повышенное удельное сопротивление и относительно пониженная плотность характеризуют третью группу пород, образцы которой преимущественно окварцованны, а относительно пониженное сопротивление и высокая плотность четвертой группы, обеспечивается относительно повышен ной концентрацией сульфидов в образцах этой группы. Таким образом, можно утверждать, что понижение сопротивления среды, сопровождающееся пониже нием магнитных, а главное плотностных, параметров, в основном обеспечива ется увеличением УВ, являющегося производным от процессов углеродистого метасоматоза, приуроченного к глубинному разлому. А повышение сопротив ления, магнитных и плотностных параметров связано с процессами кварц сульфидной минерализации.

Литература 1. Гончаров В.И., Ворошин С.В, Сидоров В.А. Наталкинское золоторудное месторожде ние – Магадан : СВНЦ ДВО РАН, 2002. 250 с.

2. Григоров С.А., Ворожбенко В.Д., Кушнарев П.И., Маркевич. В.Ю., Токарев В.Н., Чичев.

В.И., Ягубов. Н.П., Михайлов Б.К. Наталкинское золоторудное месторождение – строение и ос новные поисковые признаки // Отечественная геология № 3 2007. С. 10-17.

3. Шарафутдинов В.М., Хасанов И.М., Михалицына Т.И. Петрофизическая зональность Наталкинского рудного поля // Тихоокеанская геология. 2008. Т. 27, № 5. С. 89-103.

РАЦИОНАЛЬНАЯ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ТВЕРДЫХ МИНЕРАЛЬНЫХ РАСТВОРОВ: ПРИНЦИПЫ И РЕАЛИЗАЦИЯ В ТЕРМОБАРОМЕТРИЧЕСКИХ РЕКОНСТРУКЦИЯХ.

В.В. Хлестов1, М.В. Хлестов ИГМ СО РАН, Новосибирск, vladkhl@mail.ru;

2НГПУ, Новосибирск В современной петрологии термодинамические расчеты для полимине ральных систем с многокомпонентными твердыми растворами стали одним из основных инструментов как для получения термобарометрических оценок, так и при исследовании динамики реакционных зон в сложных коронарных струк турах. Дальнейшее совершенствование этих методик предполагает, во-первых, создание расширенных и уточненных баз термодинамических данных по поро дообразующим минералам и по конечным членам важнейших минеральных изоморфных рядов (“миналам”) и, во-вторых, формулировку наиболее адекват ных термодинамических моделей твердых растворов.

Идея самосогласованных баз термодинамических данных петрологиче ского назначения, впервые воплощенная коллективом под руководством И.К. Карпова, подхвачена и успешно развивается сейчас рядом исследователей по всему миру. Достигнутый в этом отношении прогресс достаточно выразите лен. Использование в процедурах самосогласования нескольких различающихся подходов обеспечивает дополнительный контроль и способствует повышению точности оценок. Специально разработанные регрессионно-экстраполяционные схемы позволяют получить удовлетворительные приближения для термодина мических характеристик даже тех миналов, которые не могут быть выделены в чистом виде для прямых экспериментальных измерений.

Гораздо меньше успехов в создании достаточно адекватных и в то же время простых в применении термодинамических моделей твердых минеральных рас творов, хотя как показал наш специальный анализ [Ashworth, Sheplev et al., 2004], наибольшие погрешности в термобарометрических оценках обусловлены именно несовершенством ныне используемых моделей такого рода. Сейчас в соответст вующих процедурах, как правило, исходят из вычислительных схем для регуляр ных или субрегулярных растворов, полностью заимствованных из термодинамики жидких смесей. При этом недостаточно учитываются принципиальные различия между кристаллическими веществами и жидкостями. В рамках упомянутых моде лей для избыточных термодинамических функций обычно используется запись в форме °ex= WikXiXk или °ex = WikXiXkXj, где °ex – мольная величина избыт ка, W – коэффициенты Маргулеса, а Xi – мольная доля i-го минала. Применитель но к жидкостям такие выражения вполне содержательно трактуются как избыточ ные вклады двойных или тройных столкновений разноименных частиц в процессе хаотического блуждания молекул в растворе [Gurney,1949].

Для твердых растворов подобная трактовка совершенно несостоятельна.

О блужданиях в этом случае говорить не приходится. Никаких двойных или тройных столкновений выделить нельзя: каждая элементарная ячейка кристал ла непосредственно окружена большим числом (более 10) других ячеек, сопри касаясь с ними либо “гранями”, либо “ребрами”, либо “вершинами”. В силу этого расчетные схемы регулярного и субрегулярного типа не имеют при этом какого-либо явного физического обоснования. Они не годятся даже как пред ставления первых членов разложений в ряд Тейлора для общего вида функций °ex(X1,X2,...), поскольку величины Xi не являются набором независимых аргу ментов (т.к. Xi = 1), а скорость сходимости таких “дефектных” рядов никак не исследована. Таким образом, названные расчетные схемы – не более, чем про извольно выбранные подгоночные аппроксимации, эффективность которых ни чем не гарантирована. Не случайно, при оценках величин Wik или Wikj по эмпи рическим данным результаты весьма неустойчивы, так что соответствующие вычисления, проведенные разными авторами, часто дают несопоставимые циф ры. Такая ситуация вполне объяснима, поскольку при этом используются ста тистические оптимизационные процедуры с очень большим числом неизвест ных, погрешности которых непредсказуемы и, как правило, достаточно велики.

Насущной необходимостью сейчас является формулировка новых моделей твердых растворов, обеспеченных достаточно надежным физическим обосно ванием и допускающих совершенствование за счет уточнения конкретных вполне измеримых характеристик для конечных членов изоморфных смесей.

Ставя себе задачу создания полного термодинамического описания изо морфных минеральных смесей, приходится учитывать в первую очередь то, что любое кристаллическое вещество представляет собой связную мозаику из эле ментарных ячеек с некоторой однотипной геометрией. Как уже давно отмечено, существенная изоморфная смесимость возможна лишь между веществами, для которых элементарные ячейки сходны и по топологической структуре и по раз мерам. Однако, поскольку в общем случае полной аналогии в этом отношении нет, нетождественность форм и размеров элементарных ячеек для исходных компонентов твердого раствора приводит к характерным термодинамическим эффектам, существо которых можно свести к следующему:

а) в кристаллическом твердом растворе элементарные ячейки всех вхо дящих в него членов изоморфных смесей (“миналов”) вынужденно унифициро ваны – как по размерам, так и по форме. Это возможно только за счет некото рой деформации исходных элементарных ячеек каждого из миналов: более крупные ячейки испытывают сжатие, более мелкие – растяжение. Соответст вующие приращения энергии упругой деформации, интегрально учитывающие все важнейшие перекрестные взаимодействия между компонентами изоморф ной смеси, дают главный вклад в избыточные потенциалы твердых растворов.

Их количественная оценка вполне поддается вычислению при достаточном знании упругих характеристик для всех миналов, по-отдельности;

б) ввиду различий для упругих модулей отдельных миналов и в силу не линейности pV-отношений сжатие одних ячеек и растяжение других не ком пенсирует друг друга полностью. Этим обусловлено существование избыточ ных объёмов смешения;

в) процессы сжатия и растяжения сопровождаются адиабатическими эф фектами разного знака: нагреванием при сжатии и охлаждением при растяже нии. Последующее приведение ячеек всех видов к изотермическому состоянию дает для них и энтропийные вклады разного знака, которые по аналогичным причинам в общем случае также не вполне компенсируют друг друга, создавая в итоге избыточную энтропию смешения, которую, как и объемные прираще ния, вполне можно количественно оценить на основе несложных термодинами ческих расчетов;

г) кроме эффектов, непосредственно связанных с деформацией элемен тарных ячеек, в ряде случаев существенный дополнительный вклад в избыточ ные термодинамические функции дают также сопутствующие смешению изме нения энергии специфического обменного взаимодействия (см., например, Фи зическая Энциклопедия, т. 3, с. 371-372) между тождественными частицами: т.е.

между одноименными ионами (атомами) в одноименных же позициях кристал лической решетки. Эти эффекты квантово-механической природы могут быть учтены с помощью расчетов по методу Хартри-Фока-Рутаана или на основе эм пирических аппроксимаций по экспериментальным данным.

Как показывают вычисления, для многих изоморфных смесей объемные деформации исходных элементарных ячеек достаточно велики (до 4-5 % и бо лее). Поэтому очень ответственным моментом является получение адекватных уравнений состояния для всех участвующих миналов. Традиционные методы расчета энергии упругой деформации (уравнения Берча-Мурнагана и др.) впол не удовлетворительно описывают картину для случая сжатия, но совершенно не очевидна их применимость к большим растяжениям. Кроме того, зачастую недостаточно полно исследована температурная зависимость модулей упруго сти. В связи с этим мы ориентировались на обобщенные уравнения состояния в духе теории Ми-Грюнайзена с “ангармоническими потенциалами” для сил и притяжения и отталкивания. При определении конкретного вида для соответст вующих потенциалов используются не только величины объёмных модулей упругости и их производных, но также значения стандартных мольных объё мов, коэффициенты термического расширения, коэффициенты Пуассона и все коэффициенты уравнений теплоемкости Ср(Т). За счет этого удается получать многопараметрические аппроксимации потенциалов, позволяющие достаточно детальные описания pVT-соотношений.

В тех случаях, когда существенную роль играют не только объемные, но и девиаторные деформации элементарных ячеек (т.е. когда их формы для изо морфных миналов заметно различаются), оценка девиаторного вклада в избы точные термодинамические функции производилась нами на основе упруго изотропной модели Гука. Расчет осуществляется на основе известных значений модулей сдвига и кристаллографических параметров для элементарных ячеек каждого из миналов твердого раствора. Для некоторых изоморфных смесей де виаторные члены соизмеримы с объёмными (напр., для калинатровых шпатов).

В программном компьютерном пакете, реализующем все упомянутые вы числения, определение равновесных термодинамических характеристик твер дых растворов заданного валового состава основывается на минимизации энер гии Гиббса. При этом допустимы не только наборы из независимых миналов (как в Thermocalc, в TWQ и др.), но и системы с любым числом миналов, между которыми возможны реакции, что совершенно необходимо для корректного представления многопозиционных твердых растворов. Термобарометрические оценки для полиминеральных образцов исходят из условия, что величины хи мического сродства каждой из возможных между миналами реакций равны 0.

Верификация предлагаемой новой термодинамической модели твердых растворов производилась на примерах, наиболее обеспеченных эксперимен тальными данными, и подтвердила её адекватность. В частности, для 12 бинар ных смесей галоидных соединений со структурой типа NaCl, изученных с мак симальной детальностью, погрешность теоретического предсказания энтальпии смешения не превысила 3-5 %, что соизмеримо с точностью измерений и лучше, чем в других модельных схемах. Хорошие результаты получены и для опробо ванных силикатных систем (полевые шпаты, гранаты, пироксены ).

Это касается как теплот и объемов смешения, так и расчета сольвусных pTX-соотношений.

Литература.

1. Физическая Энциклопедия. М., Научн. изд. «Большая Российская энциклопедия», 1992.

2. Ashworth J.R., Sheplev V.S., Khlestov V.V., Ananyev V.A. An analysis of uncertainty in non-equilibrium and equilibrium geothermobarometry // Journ. Metam. Geol., 2004, N 22, pp. 811 3. Gurney R.W. Introduction to Statistical Mechanics. New York : McGraw-Hill, 1949, 929 p.

ТЕРМОДИНАМИКА СТРУКТУРНО-ТЕКСТУРНЫХ ПРЕОБРАЗОВАНИЙ ПРИ МЕТАМОРФИЗМЕ:

АНАЛИЗ И РЕКОНСТРУКЦИИ СТАЦИОНАРНЫХ И ДИНАМИЧЕСКИХ СИТУАЦИЙ В.В. Хлестов, С.А. Каргополов ИГМ СО РАН, Новосибирск, vladkhl@mail.ru При реконструкциях метаморфических режимов для конкретных кри сталлических комплексов сейчас главное внимание обычно уделяется резуль татам минералогической термобарометрии. В то же время разнообразнейшая богатая информация о структурно-текстурных особенностях слагающих эти комплексы пород, как правило, используется очень слабо. В лучшем случае, дополнительно привлекаются лишь петрографические наблюдения реакцион ных соотношений между минералами, факты неоднородности химического состава для минеральных зерен и данные структурного анализа по простран ственной ориентировке полей напряжений, причем последние рассматривают ся лишь на качественно-сравнительном уровне, без попыток введения точных количественных оценок по степени директивной упорядоченности структур ных элементов. Практически не используются в детальных реконструкциях ни высокоамплитудные колебания гранулометрии пород, ни разнообразные про явления метаморфической дифференциации (главным образом, в форме вто ричного расслоения с широкими вариациями по мощностям и по контрастно сти слоев), ни характеристики мелкой изоклинальной складчатости (нередко со срывами по плоскостям скольжения), ни факты будинажа. или более мас штабной фрагментации комплексов (на иерархические системы блоков и зон с контрастными степенями деформационных преобразований). В современных материаловедческих экспериментах весь перечисленный набор характерных деталей фиксируется при больших пластических деформациях композитов и гомогенных сред, сопровождающихся вязким сдвиговым течением масс, при чем степень их проявления находится в явной зависимости от вида, интенсив ности и продолжительности приложенных сдвиговых напряжений [Хлестов, Волкова, 2008].

Ситуация почти парадоксальная: имеется целый набор независимых при знаков, вполне доступных для наблюдения и развернутого анализа, которые могли бы составить мощный методический арсенал для детальных тектоно метаморфических реконструкций, но до сих пор их использование не налажено должным образом. Это объясняется двумя основными причинами.

1. Не разработаны в достаточной мере методики адекватного и вполне воспроизводимого количественного описания соответствующих структурно текстурных характеристик, обеспечивающего удобную систематику и надеж ные сопоставления метаморфических обстановок. Именно поэтому концепция тектонофаций в ее сегодняшнем виде [Паталаха, Смирнов,1994] пока мало применима в тектоно-метаморфических реконструкциях.

2. Нет достаточного теоретического обоснования взаимосвязей структур но-текстурных характеристик с тектоно-метаморфическими режимами, как нет и представления их в конкретных математических формулировках.

В настоящем докладе мы намерены указать пути для устранения указан ных пробелов и для создания общего принципа в исследовании упомянутых взаимосвязей.

Наиболее рационален переход к описаниям в терминах функций рас пределения (аналогично принятым в статистической физике [Зубарев, Моро зов и др., 2002]. Горные породы включают множество минеральных зерен, различающихся по целому ряду признаков (пространственные координаты, минеральный вид, химический состав, размеры и формы зерен, их простран ственная ориентировка, контактирующие с этим зерном минералы, степень насыщенности различными дефектами и т.п.). Набор всех возможных значе ний каждого из таких признаков образует некоторое поле (“спектр”). Это может быть либо известная область непрерывных величин (скалярных, век торных или матричных), либо множество дискретных значений или символов (как в случае характеристики минерального вида). Поскольку горная порода ансамбль из нескольких сортов частиц (атомов, ионов, атомных полиэдров, элементарных ячеек и т.п.), каждому i-му сорту частиц можно сопоставить распределение вероятности f i ( x ) по спектру любого -го признака. На не прерывных спектрах f i ( x ) плотность вероятности, а на дискретных f i ( x ) вероятность конкретной реализации x. По определению, f i ( x ) f i ( x )dx = 1, или в случае дискретных нормирована на поле, т.е.

z f ( x ) = 1, (если Z общее число дискретных реализаций x).

спектров i Для многомерных описаний (с = 1, 2, …, K) имеем в итоге K-мерное распределения f i ( x ) в K-мерном.

Полный набор функций распределения f i дает исчерпывающее матема тическое описание структурно-текстурных характеристик, пригодное в любых ситуациях и для любых оценок. Например, для пространственно неоднородных пород адекватными описаниями являются многомерные распределения типа f i ( x, h ), где h координата, нормальная к слоистости. При этом, как показано нами [Каргаполов, Хлестов, 2007], наблюдательные данные, в принципе, позво ляют получать аппроксимации для f i с любой требуемой точностью.

Заметим, что с каждой функцией распределения f i сопряжена энтропия Шеннона H i = ln f i f i ( x ) ln fi ( x )dx. (1) Кроме того, что во многих случаях признак x сопряжен также и с опреде ленной избыточной внутренней энергией (как, например, поверхностная энер гия, зависящая от размеров и формы зерен). Ее парциальную (т.е. отнесенную к одной частице) долю запишем как Ei(x). Соответственно, средняя величина для i-х частиц Ei = f i ( x ) Ei ( x )dx.

В силу этих факторов вариации вида f i сопровождаются вариациями кон фигурационной энтропии для ансамбля i-х частиц [Зубарев, Морозов и др., 2002]:

1 Ei ) N f i ( x )[klnf i ( x ) + Ei ( x )]dx, Si= ( kHi T T где N общее число i-х частиц, k константа Больцмана, абсолютная тем пература.

В равновесной изолированной системе S = max, т.е. Si = 0. Поэтому с учетом условий нормировки равновесное распределение f i, отвечает реше нию изопериметрической вариационной задачи, дающему больцманновское стационарное распределение вида Ei ( x ) f i ( x ) = C exp[ ], kT где C – нормирующий множитель.

В нестационарных ситуациях изменения f i ( x ) можно представить как следствие перетекания распределений за счет K-мерных потоков ji ( x ) (подоб ных диффузионным или тепловым потокам), так что [ f i ( x )]/ t = ji ( x ).

При этом эволюция f i ( x ) отвечает известному вариационному принципу минимального производства энтропии [Пригожин, Кондепуди, 2002]. В его основе лежит представление приращений энтропии в виде суммы двух членов S = Sext + Sint, где Sext – ее обратимое изменение за счет тепло- и массооб мена с внешним окружением, а Sint – необратимое производство энтропии в результате диссипативных процессов внутри самой системы. С учетом этого обобщенная математическая формулировка названного принципа имеет вид:

t t* 1 2 q* ( t ) t2 t1 T dVdtdt * = min, Sint (2) t1 t где Sint – среднее по времени производство энтропии на произвольном интер вале времени t1-t2, V – объем, q* – удельная мощность диссипативного тепловы деления, которая применительно к нашим случаям обеспечивается за счет вяз кого трения при пластических макро-деформациях (q1*) и за счет внутреннего трения при микро-перемещениях, сопровождающих текстурно-структурную перестройку (q2*). По определению, Sint 0, так что qi* можно представить в виде неотрицательных квадратичных форм:

q1* =, q2* = jRj, где – тензор скоростей деформации, = (f[x]) – тензор динамической вязко сти, R = R (f[x]) – тензор коэффициентов внутреннего трения.

В то же время скорость удельного производства энтропии q*/T можно вы разить не только как сумму членов с qi*, но и через производные термодинами ческих потенциалов:

q T H CV = [CV + kN A ( grad T )], t t T T H j / f, – мольная плотность, СV – мольная теплоемкость, NA – где t число Авогадро, – температуропроводность.

С учетом этого лагранжиан для решения вариационной задачи (2) прини мает вид:

q q T H CV + { [CV ( grad T )]}, L= + kN A t t T T T где – множитель Лагранжа.

Уравнения Эйлера-Лагранжа, выводимые на его основе, приводятся к форме уравнений Фоккера-Планка, описывающих эволюцию f(x) в зависимости от начальных и граничных условий, включая влияние деформационных процес сов. В частности, удается найти явную связь явлений метаморфической диффе ренциации и изменений гранулометрии со сдвиговыми пластическими тече ниями горных масс.

Что касается оперативного интегрального описания структурно текстурных особенностей в классификационных и сравнительных целях, то, как показано нами на примере анализа структурных диаграмм [Каргаполов, Хле стов, 2007], весьма эффективными оказываются количественные энтропийные оценки в форме (1).

Литература 1. Зубарев Д.Н., Морозов В.Г., Рёпке Г. Статистическая механика неравновесных про цессов. М. : Физматлит, 2002, 441 с.

2. Каргаполов С.А., Хлестов В.В. Энтропийная характеристика упорядоченности угловых наблюдений при структурном анализе сложнодислоцированных комплексов // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Томск, 2007, с. 57- 3. Паталаха Е.И., Смирнов А.В. Тектонофациальный анализ // Структурный анализ при геодинамических реконструкциях. М. : Наука, 1994, с. 150-251.

4. Пригожин И., Кондепуди Д. Современная термодинамика // М. : Мир, 2002, 461 с.

5. Хлестов В.В., Волкова Н.И. Эффекты неоднородных сдвиговых деформаций на глу бинных уровнях коллизионных комплексов // Петрология литосферы и происхождение алма за. Новосибирск : Изд-во СО РАН, 2008, с.106.

ОБРАЗОВАНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ НА ЗЕМЛЕ:

ПРОБЛЕМЫ, ГИПОТЕЗЫ, МЕТОДЫ РЕШЕНИЯ Л.И. Ходоревская ИЭМ РАН, Черноголовка, lilia@iem.ac.ru Тоналит-трондьемит-гранодиоритовые серии (ТТГ), слагающие значитель ную часть докембрийской континентальной коры, в большинстве случаев харак теризуются высоким отношениями Na2O/K2O, Al2O315 мас.% и специфическими спайдерграммами с Nb –Ta, Sr, Eu аномалиями, сильным фракционированием ред ких земель. Среди различных представлений о генезисе ТТГ особую популяр ность в последние десятилетия приобрела гипотеза дегидратационного или парци ального плавления метабазитов. Согласно этой гипотезе, H2O, связанная в мине ралах пород океанической коры, таких как Hbl, Ep, Bt и др., освобождается при реакциях дегидратации и, понижая температуры плавления пород, стимулирует образование расплава с дальнейшим его отделением от тугоплавкого рестита и подъемом в верхние этажи коры. Экспериментальные данные и геохимическое моделирование показывают, что ТТГ расплавы возникают при парциальном плав лении гранатовых амфиболитов и/или эклогитов (давления более 8-10 кбар) в близсолидусных условиях, однако при этих параметрах количество выплавляемых ТТГ расплавов крайне мало. Поэтому, для получения значительных объемов ТТГ, формирующих континентальную кору, необходим приток водного флюида.

Именно такая модель использована исследователями [Щипанский, Конилов, 2009] для объяснения формирования ТТГ-расплавов. Авторы полагают, что при парциальном плавлении эклогитов Беломорского комплекса в водонасы щенных условиях образовывались как ТТГ-расплавы, так и рестит, представ ленный породами с очень железистыми гранатами и амфиболами. Однако многочисленные эксперименты показали, что при рассматриваемых парамет рах (P 10 кбар, Т – 750-900 °C), даже мантийные минералы обладают высокой инконгруэнтной растворимостью с переходом во флюиды кремнезема, щело чей, глинозема [Ryabchikov, MacKenzie, 1985]. С усиливающимся щелочным характером флюидов становятся подвижными и переносятся растворами такие элементы как Nb, Ta, Ti, ЛРЗЭ, Y, являющиеся характеристическими для при родных ТТГ расплавов. Согласно [Ryabchikov, MacKenzie, 1985] максимальные концентрации Na во флюиде следует ожидать в области перехода Pl–Px, т.е. это интервал давлений 10-15 кбар, в этом же интервале давлений и Т=1000-650°C проходит критическая линия в системе альбит-вода [Shen, Keppler, 1997]. Таким образом, вполне возможно, что широкая миграция вещества при фильтрации ще лочно-кремниевых флюидов определяет в значительной степени удивительное однообразие докембрийских Na–Al кислых ТТГ расплавов. Подобные процессы могут быть описаны с позиций модели гранитизации Д.С. Коржинского (1952), согласно которой в условиях выше гранитного солидуса преобразование вме щающих пород в гранитоиды происходит вследствие привноса флюидной фазой щелочей и кремнезема и сопутствующем выносе Ca, Mg, Fe.

Изучение нарастающей гранитизации массива коронарных метагаббро норитов беломорского комплекса (о. Горелый, Кандалакшский залив) показало, что при Т=660-700°C, Р = 9.5-10.5 кбар в тыловой зоне колонки гранитизации, т.е.

зоне полного замещения метагаббро-норитов гранитами, отмечается наиболее высокая железистость (f) темноцветных минералов: fBt0.6, fHb0.7 при сумме щелочей в амфиболах Na+K0.8. Гранитизирующий флюид в этой зоне пред ставлял собой высококонцентрированный богатый кремнеземом и щелочами рассол (XNaCl = 0.2-0.3, XH2O = 0.6). Особо следует подчеркнуть, что геохимия ред ких, рассеянных и редкоземельных элементов в этой зоне идентична среднему составу природных ТТГ гнейсов. В передовой зоне колонки гранитизации мас сива коронарных метагаббро-норитов метасоматические изменения, представ ленные главным образом амфиболизацией, были связаны с фильтрацией сущест венно водного, возможно водно-карбонатного флюида, а не рассола. Переотло жение Mg, Fe и Са, вынесенных при гранитизации рассмотренного массива мета габбро-норитов, не наблюдается, что может быть связано с их полным удалени ем из зоны взаимодействия флюид – порода и рассеиванием. В более редких случаях выносимые Mg, Fe и Са не рассеиваются, а происходит их концентриро ванное переотложение с образованием меланократовых пород – базификатов.

Изучить особенности гранитизации и сопутствующей базификации удалось при исследовании основных кристаллосланцев на южном окончании мыса между Порьей и Белозерской губой (Беломорье), метаморфизованных и местами грани тизированных в свекофеннском цикле в условиях высокобарической гранулито вой фации [Глебовицкий, 2007]. Явления эндербитовой и чарнокитовой мигмати зации в этих породах, возникающие при Т=750-800°C, Р – 10-12 кбар, проявлены сериями субпараллельных жил и прожилков мигматитов Kfs-Pl-Qtz состава (рис. 1). Вокруг мигматитов развиваются оторочки, пятна, линзовидные скопле ния, меланократовость которых значительно выше меланократовости вмещающих пород. Как правило, оторочки зональны – непосредственно примыкающие к миг матитам зоны представлены гранатами (Grt на рис. 1), в небольших количествах отмечены Cpx, Opx, Hbl, Bt. По мере удаления от проявлений мигматизации Grt оторочки сменяются зоной сильнейшей амфиболизации, в которой основным ми нералом является амфибол размером до 0.5-1 см, явно подчиненное положение занимают биотит, плагиоклаз и кварц (Hbl±Grt-Bt-Pl-Qtz±Px на рис. 1). Единст венным объяснением образования меланократовых оторочек вокруг послойных Qtz-Pl-Kfs мигматитов является вынос Fe-Mg-Ca и их переотложение с образова нием базификатов, проходящее одновременно с гранитизацией гранулитов. Осо бенностью подобных базификатов, наряду с их зональным строением, является гораздо более высокая железистость темноцветных минералов (граната и амфи бола) по сравнению с соответствующими минералами вмещающих пород.


Развитие Bt по Opx в присутствии Kfs и Qtz, наблюдаемое в некоторых оторочках, позволило рассчитать активность aH2O=0.4±0.1 на основании оп ределенных микрозондовыми исследованиями составов минералов (реакция Opx+Kfs+H2OBt+Qtz). Как видно из рис. 2, при максимальных Р-Т параметрах aH2O0.4, с одной стороны, отвечает рассмотренным парагенезисам, существующим Рис. 1. Меланократовые оторочки Hbl ±Grt -Bt-Pl-Qtz±Px состава вокруг Kfs-Pl-Qtz мигматитов. Порья губа, Беломорье Рис. 2. Положение линий изоактивности aH2O для равновесия Opx + Kfs + H2O Bt + Qtz (сплошные линии), начало плавления модельного гранита в смеси Н2О - СО2 (пунктир) и Н2О - (Na, К)Cl (точечные кривые).

Светлые и черные звездочки на рисунке – Р-Т параметры образцов, содержащих Opx и Bt во вмещающих породах и в меланократовых оторочках соответственно, треугольники – Р-Т па раметры образцов, из меланократовых оторочек без Opx как во вмещающих породах, так и в меланократовых оторочках (светлые и чер ные звездочки), с другой – обеспечивает появление гранитных выплавок, по скольку попадает в область Р-Т параметров солидуса, ограниченную aH2O 0. в системе Н2О - СО2 и aH2O 0.4 в системе Н2О - (Na, К)Cl [Aranovich, Newton, 1996], что является еще одним доказательством того, что Fe - Mg - Ca метасоматоз и сами базификатные оторочки образовались одновременно с гра нитизацией при параметрах гранулитового свекофеннского метаморфизма.

Таким образом, основные преобразования пород при гранитизации – об разование кислых, в большей степени существенно Na-расплавов, идентичность их геохимии и природных ТТГ, небольшие объемы базификатов с высокожеле зистыми гранатами и амфиболами позволяют предполагать, что, начиная с пика метаморфизма и на ретроградной стадии метаморфизма, поступление флюидов с растворенными компонентами приводило к амфиболизации эклогитов, их частичному плавлению с образованием ТТГ, рассеиванию большей части выно симых Ca, Mg, Fe либо, в более редких случаях, их концентрированному пере отложению.

Модель парциального плавления даже в водонасыщенных условиях не учитывает высокую растворимость минералов, их транспорт и переотложение, обеспечивающиеся фильтрацией флюидов, не решает проблему обязательно возникающих огромных количеств рестита, не объясняет высокую желези стость и щелочность новообразованных минералов (в реститах?). Все эти про блемы снимаются, если следовать не гипотезе парциального плавления пород, а рассмотреть их с позиций концепции гранитизации Д.С. Коржинского.

Исследования были проведены при финансовой поддержке РФФИ, гран ты №№ 06-05-64645, 09-05-00744 и программы ОНЗ РАН, тема 8.

Литература 1. Щипанский А.А., Конилов А.Н. Эклогиты Беломорского мобильного пояса на Коль ском полуострове// Гранит-зеленокаменные системы архея и их поздние аналоги. Путеводи тель экскурсий. Петрозаводск. 2009. С. 62-74.

2. Ryabchikov I.D., MacKenzie W.S. Interaction of jadeite with water at 20-30 kbar and 650oC // Miner. Mag. 1985. V. 49. P. 601-603.

3. Shen A.H., Keppler H. Direct observations of complete miscibility in the albite-H2O sys tem// Nature. 1997. V.385. P. 710-712.

4. Глебовицкий В.А. В кн. Геодинамика, магматизм, седиментогенез и минерагения се веро-запада России. Петрозаводск. 2007. С. 83-85.

5. Aranovich L.Ya., Newton R.C. H2O activity in concentrated NaCl solutions at high tem peratures and pressures measured by the brucite-periclase equilibrium // Contrib. Mineral. Petrol.

1996. V. 125. P. 200-212.

ПРАВИЛО ФАЗ И ФАЗОВОЕ РАЗНООБРАЗИЕ МИНЕРАЛЬНОГО МИРА А.П. Хомяков ИМГРЭ, Москва, imgre@imgre.ru Среди наиболее высокоминерализованных объектов природы особое ме сто занимают массивы агпаитовых нефелиновых сиенитов, которые, составляя ничтожную долю изверженных пород, превосходят по разнообразию минера лов (свыше 1000 видов) породы любой другой формации. Ярким примером таких объектов являются щелочные массивы Хибинских и Ловозерских тундр, с которыми связаны крупнейшие в мире месторождения редкометально фосфатного сырья. Хорошо изученные еще экспедициями А.Е. Ферсмана, эти массивы продолжают удивлять научный мир необыкновенными открытиями, о чем свидетельствует следующая статистика: если за 80-летний период с начала детальных исследований (1890-1970 гг.) в них было описано 33 неизвестных науке минерала, то за значительно более короткий период с 1971 по 2005 гг. – около 150 таких минералов [Хомяков, 2008]. Основная их часть установлена в пегматитах ультраагпаитового типа [Хомяков, 1990], содержащих в качестве характерных минералов водорастворимые соли натрия – индикаторы предель но щелочного состояния природного вещества, в котором все электроположи тельные элементы периодической системы, менее основные, чем натрий, про являют амфотерные свойства, что стимулирует их переход из катионной в значительно более емкую анионную часть структуры магматических распла вов. Это обеспечивает возможность накопления в агпаитовых магмах громад ных масс разнообразных компонентов, чем определяются ярко выраженный комплексный характер месторождений, связанных с агпаитовым магматизмом, и их чрезвычайное минералогическое разнообразие.

Полный кадастр описанных к настоящему времени минералов Хибино Ловозерского комплекса включает свыше 600 видов, в состав которых только в качестве видообразующих входит около половины стабильных элементов пе риодической системы. Общее же число минералов этого комплекса с учетом еще не выявленных, по нашей оценке, многократно превосходит указанную цифру.

С точки зрения физической химии, мы имеем здесь дело со своеобразной мега системой, число фаз которой может быть приведено в соответствие с числом фа зообразующих компонентов лишь путем ее разбиения на большое множество подсистем. Как известно, в каждом конкретном случае указанное соответствие определяется термодинамическим правилом фаз, согласно которому число со существующих кристаллических фаз в любой равновесной гетерогенной системе не может превышать числа независимых компонентов системы. С этой точки зрения правило фаз приобретает значение принципа минимизации числа мине ралов в их равновесных ассоциациях, успешно использованного Д.С. Коржин ским в качестве теоретической основы разработанных им графических методов анализа минеральных парагенезисов [Коржинский, 1973].

В самом деле, для подавляющего большинства распространенных типов горных пород характерны не более чем трех- или четырехфазные ассоциации породообразующих минералов. Это относится и к минералогически уникаль ным объектам, в частности, к Ловозерскому массиву с его высокоминерализо ванными породами дифференцированного комплекса, сформировавшимися в процессе фракционной кристаллизации агпаитовой магмы. Вертикальный раз рез этого комплекса представлен толщей переслаивающихся уртитов-фойяитов луявритов, которые на 90 % слагаются нефелином, калиевым полевым шпатом и эгирином, отличаясь друг от друга в основном количественным соотношени ем трех названных минералов. Комплекс насыщен многочисленными телами жильных и шлировидных пегматитов ультраагпаитового типа, краевые зоны которых по составу главных минералов, как правило, близко соответствуют вмещающим породам, а центральные слагаются минеральными ассоциациями, сформировавшимися в процессе кристаллизации остаточных расплавов сили катно-солевого состава. Среди наиболее высокоминерализованных тел этого типа следует выделить пегматитовую залежь Юбилейную на горе Карнасурт Ловозерского массива, в которой установлено около 60 различных минералов, относящихся к 13 классам и подклассам химических соединений – оксидам, га логенидам, сульфидам, арсенидам, карбонатам, фосфатам, фосфатосиликатам, алюмосиликатам, бериллосиликатам, боросиликатам, цирконо-, титано- и нио босиликатам. При этом, наряду с петрогенными O, H, Si, Al, Na, K, Ca, Fe, Mg, Mn, Ti, собственные минералы в Юбилейной образуют около 20 других эле ментов: Li, Be, Sr, Ba, B, Ln, Th, U, Zr, Nb, P, Zn, Pb, As, Co, F, Cl, S, C.

Процесс формирования минеральных ассоциаций ультраагпаитовых пегма титов в целом подчинен трем основным стадиям эволюции кислотно-основных свойств минералообразующих растворов, соответствующих стадиям возрастаю щей (I), максимальной (II) и понижающейся (III) щелочности. Продукты I стадии обычно слагают краевые зоны сложных или целиком тела простых пегматитов, тогда как продукты II и III стадий локализуются преимущественно в центральных ядрах сложных пегматитов или накладываются на более ранние минеральные комплексы с образованием эпигенетических жил. По особенностям минерального состава продукты I стадии обычно близки к вмещающим породам. Своеобразие конкретных пегматитовых тел в основном определяется характером наиболее ще лочных ассоциаций II стадии, продукты которой отражают максимальную степень насыщения минералообразующего раствора щелочными, летучими и редкими элементами. Стадия III по концентрации сильных оснований примерно соответст вует предыдущей, но является более низкотемпературной, характеризуется повы шенной активностью воды и кислотных компонентов. На этой стадии образуются цеолиты, развиваются псевдоморфозы гидратированных титано-, ниобо- и цирко носиликатов по соответствующим высокощелочным аналогам, происходит отло жение минералов наиболее дефицитных элементов щелочных магм. В целом от стадии к стадии разнообразие минерального состава пегматитов существенно уве личивается. Параллельно увеличивается структурная и химическая сложность ми нералов более поздних ассоциаций. В качестве примера укажем на минеевит-(Y) Na25Ba(Y,Gd,Dy)2(CO3)11(HCO3)4(SO4)2F2Cl, который содержит в своем составе пять разных анионов и анионных групп, играющих самостоятельную кристалло химическую роль в его структуре.


Отталкиваясь от рассмотренного выше существенно нового фактического материала и базирующегося на нем анализа причин уникального минералогиче ского разнообразия дериватов агпаитовых магм, мы хотели бы обратить особое внимание на моменты, относящиеся к раскрытию основополагающей роли прави ла фаз как универсального фактора кристаллизационной эволюции природных многокомпонентных систем. Пожалуй, впервые на важную роль этого правила в эволюции пегматитовых систем обратил внимание А.Е. Ферсман (1940). Устано вив в различных телах гранитных пегматитов отчетливую тенденцию к совпаде нию числа минералов, в среднем близкого к 20-25, с числом элементов, строящих самостоятельные решетки, он заключил, что объяснение этой закономерности может лежать только в применении правила фаз В.М. Гольдшмидта, согласно которому максимальное количество твердых минералов, которые могут сущест вовать одновременно, равно количеству отдельных компонентов, содержащихся в минералах. Им же были обоснованы положения о том, что пегматитовые про цессы можно рассматривать как последовательную смену равновесий, подчи няющихся физико-химическим закономерностям, и что эволюция пегматитового процесса сводится к охлаждению системы, постепенному выделению летучих и твердого кристаллического осадка, перемещению по некоторому кристаллизаци онному пути какой-то еще не построенной физико-химической диаграммы равно весия. С удовлетворением отметим, что эти положения применимы и к анализу пегматитовых процессов, связанных с дифференциацией агпаитовых магм, с той разницей, что дериваты этих магм значительно чаще оказываются более продви нутыми в своей эволюции по сравнению с их гранитоидными аналогами, что вполне объяснимо, поскольку сами эти магмы рассматриваются петрологами [Ко гарко, 1977] как остаточные продукты длительной эволюции природных силикат ных расплавов, зарождающихся в подкоровых зонах Земли. Вследствие этого в дериватах агпаитовых магм изначально участвует более широкий круг элементов, способных к образованию самостоятельных минералов.

В соответствии с рассмотренными данными и с учетом предложенной нами расширенной трактовкой правила фаз как принципа минимизации числа минералов в их равновесных ассоциациях, может быть сформулировано сле дующее общее положение, относящееся к кристаллизационной эволюции фазо вого состава закрытых многокомпонентных систем: в любой естественно раз вивающейся природной системе подобного типа процесс кристаллизации дол жен носить прерывистый характер и на каждой новой ступени равновесия сопровождаться увеличением числа твердых фаз за счет связывания в них оче редного компонента минералообразующего раствора, достигшего концентра ции насыщения. Развивая это положение, можно вывести из него целый ряд важных следствий, например, следствие о неизбежности достижения в пределе концентрации насыщения любым из низкокларковых элементов земной коры с его фиксацией в виде собственного минерала.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект 07-05-00084.

Литература 1. Когарко Л.Н. Проблемы генезиса агпаитовых магм. М. : Наука, 295 с.

2. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. М. : Наука, 1973, 288 с.

3. Ферсман А.Е. Пегматиты. Т. I. Гранитные пегматиты. М. ;

Л. : Изд-во АН СССР, 1940, 612 с.

4. Хомяков А.П. Минералогия ультраагпаитовых щелочных пород. М. : Наука, 1990, с.

5. Хомяков А.П. От концепции ограниченности к принципу неограниченности числа минеральных видов // Структура и разнообразие минерального мира. Сыктывкар : Геопринт, 2008, с. 10-12.

ДИНАМИЧЕСКИЕ И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ НАДАСТЕНОСФЕРНЫХ ФЛЮИДОВ КАК ОПРЕДЕЛЯЮЩИЙ ФАКТОР ПЕТРО- И РУДОГЕНЕЗА В МАНТИЙНО-КОРОВЫХ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ В.Н. Шарапов, А.А. Томиленко, Ю.В. Перепечко ИГМ СО РАН, Новосибирск, vik@uiggm.nsc.ru Одной из модификаций гипотезы Д.С. Коржинского является динамиче ская модель мантийно-коровой надастеносферной рудно-магматической флю идной системы [Шарапов и др., 2008, Перепечко, 2007], для которой необходи мо знание составов и термодинамических характеристик магматогенных флюи дов. Состав флюидов, отделяющихся от расплавов примитивной мантии в зонах декомпрессионного плавления подлитосферной мантии, может определяться по составу флюидов, равновесных с породами литосферы и нижней коры. Предпо лагается, что они зафиксированы в ксенолитах, вынесенных кимберлитовыми расплавами, и в глубоко метаморфизованных породах гранулитовой и амфибо литовой фаций континентальной коры. Валовой состав магматических газов оценивается по результатам исследования минералов мантийных ксенолитов из пород под трубкой Удачная (Якутия) и алмазов V-типа [Томиленко, 2006]. Со держание Н2О, СО2, СО, Н2, СН4 определялось по [Осоргин, 1990] в оливинах (Ol-73%), гранатах (Gar-24%), клинопироксенах (Cpx-3%) из породных групп с количествами: эклогитов – 11, шпинеливых лерцолитов – 10, шпинель гранатовых лерцолитов – 14, дунитов – 21, катаклазированные лерцолитов – 21, алмазов – 22. По содержанию газов выделяются от трех до четырех кластеров с характерными модулями «обводненности» (Н2О/(СО2+СО+СН4+Н2)) и «вос становленности» (СО2/(СО+СН4+Н2)), которые разделяются на высоко- и низ ководные кластеры. Низководные кластеры обладают более восстановленными газами («восстановленность» в полтора-два раза меньше, чем в образцах с вы соким содержанием воды). В высоководных породах (Н2О~2900-3200 мг/кг) с высокой положительной связью Н2О и СО2 линейная корреляция Н2О с СО, Н2, СН4 отсутствует. В наиболее глубинных породах (катаклазированные гранато вые лерцолиты) с низкими значениями обоих модулей корреляция для этих га зов наблюдается. Поэтому флюиды данной группы пород, как и флюидные включения в алмазах, представляют наибольший интерес при исследовании фи зико-химической динамики взаимодействия надастеносферных флюидов с по родами литосферы под кратонами Сибирской платформы (СП). В оливинах этих пород выделено четыре кластера (составляющих (1) 14,3%, (2) 28,5%, (3) 47,6% и (4) 9,5% всех кластеров) с содержаниями: (1) СО2 – 20%, Н2О – 75,8%, СО – 0,035%, Н2 –0,04%, СН4 – 0,01%;

(2) СО2 –9,7%, Н2О – 88,8%, СО – 2,3%, Н2 – 0,07%, СН4 –0,03%;

(3) СО2 – 2,9%, Н2О – 59,79%, СО – 15,9%, Н2 – 0,14%, СН4 – 0,3%;

(4) СО2 – 6,2%, Н2О – 92,5%, СО – 1%, Н2 – 0,0%, СН4 – 0,1%. Со став газов 3-го кластера принимался характерным для равновесных составов надастеносферных флюидов в наиболее глубинных породах литосферы под кра тонами СП. При термической декрепитации образцов 3-го кластера наблюдалась следующая кинетика отделения газов: до температур T~600 °С отделяется ~72% СО2, ~59% Н2О, ~36% СН4;

при T800°С отделяется 100% Н2;

100% СО, 49% СН4, 34% Н2О, 28% СО2. Таким образом, высокотемпературная газовая смесь содер жит 54% Н2О, 9% СО2, 27% СО, 9% Н2, 1% СН4. Состав газовой фазы по содержа нию углеводородных микрогазов иной, чем в породах нижней области литосферы под трубкой Удачная (Якутия). Средние содержания в выборке следующие: 85,3% H2O, 10,1% CO2, 1,15% CH4, 3,1% N2, 0,02% C2H6, 0,05% C3H8, 0,115% C4H10, 0,11% C5H12. В данной выборке различается шесть кластеров, среди которых вы деляется кластер со средними значениями: 89,75% H2O, 8,21% CO2, 0,53% CH4, 8,73% N2, 0,02% C2H6, 0,0% C3H8, 0,734% C4H10, 0,0% C5H12. Необычны также ли нейные корреляции, которых нет в газовых флюидах основных минералов ман тийных пород: Н2OCO2 r=-0,87;

H2ON2 r=+0,53;

CH4C3H8 r=+0,65.

Особенностью состава газов в алмазах, по сравнению с оливинами, явля ется высокое содержание воды, низкое содержание СО2, отсутствие заметных содержаний СО и Н2, высокое содержание СH4 и N2. Наиболее замечательной геохимической характеристикой газовой смеси во включениях алмазов данного типа является отсутствие легких углеводородов (С2Н2) и повышенное содержа ние тяжелых (C3H8, C4H10, C5H12).

Согласно гипотезе «магматического замещении» Д.С. Коржинского, по следние очевидные следы воздействия мантийных флюидов на породы лито сферы следует искать в зонах гранитизации пород выше и ниже границы Мохо.

Изучение газов во включениях пород гранулитовой и амфиболиовой фации [Томиленко, 2006], численное моделирование гетерофазных равновесий в за крытых метаморфических системах и физико-химической динамики метасома тической переработки литосферных пород в них [Шарапов, Кудрявцева, 2005;

Шарапов и др., 2007] приводят к выводу, что в зонах перехода земная кора – верхняя мантия нет сплошных областей фильтрации мантийных флюидов, а от дельные участки зон регионального метаморфизма характеризуются специфи ческим составом поровых флюидов. Согласно результатам изучения индивиду альных включений методом КР, гранулитовые комплексы кратонов СП харак теризуются преобладанием углекислотных флюидов, вероятно, с низким со держанием воды. Из общей выборки (n=302) исследованных пород ~76% со ставляют именно углекислотные флюиды, высоко-азотных ~19% (с N2~95%, СО2~3,9%, СН4~1,22%). Малая доля изученных образцов представлена азотно метановыми (2,3%) и метано-углекислотными (2,6%) флюидами. Общей геоло гической особенностью изученных метаморфических толщ с указанными ано мальными составами флюидов является их принадлежность к складчатым со оружениям с развитием надвигов, будинированием базитовых изверженных пород или проявлением сверхвысоких давлений (Кокчетавская глыба). Особен ностью флюидов метаморфогенных пород данных фаций является отрицатель ная корреляция между макрогазами: СО2СН4 r=-0,32;

СО2N2 r=-0,95.

Как следует из расчетов равновесных составов метаморфогенных флюидов с базитовыми породами [Шарапов, Кудрявцева, 2005], в закрытых системах со став газовой фазы может существенно варьироваться в зависимости от началь ного соотношения Н/С.

Соотношение Н2ОСО2 зависит от начальных Н/С и рО2 при достигнутых Р-Т условиях. В восстановительных системах при Н/С1, P10 кбар, Т750°С будет преобладать азот, а при T700-750°C газовая фаза окажется азотно-метановой. Наличие в твердой фазе графита однозначно обо значает указанные условия. Второй особенностью газовой фазы в таких систе мах являются высокие содержания соединений Si с Cl и F, распад которых с по нижением температуры приводит к отложению кварца. Этим может быть объяс нено появление аномальных по составу азотных или азотно-метановых включе ний в некоторых метаморфогенных кварцах или кварцитах. Абсолютное преоб ладание углекислотных включений в породах гранулитовой фации может объяс няться следующим: 1) в закрытой системе начальное соотношение Н/С~1 при низких значениях объемной доли флюида и формирование гидроксил содержащих минералов приводит к обогащению остаточного флюида углекисло той, 2) наличие потока мантийных флюидов с преобладанием углекислоты [Ша рапов и др., 2007]. Поэтому для выделения области наложения мантийных флю идных потоков для метаморфических пород области перехода «кора – мантия»

кроме данных по макрогазам в индивидуальных флюидных включениях требу ется дополнительная геохимическая и геологическая информация.

Анализ валового состава газов в оливине позволяет оценить температуру и физико-химические характеристики мантийных флюидов, а также установить количество волн воздействия (но не последовательность) мантийных флюидов.

Последовательность воздействия можно было бы оценить из сопоставления экспериментальных данных и результатов расчетов неизотермической физико химической динамики взаимодействия «флюид-порода» [Карпов и др., 1994].

В данной работе полученные экспериментальные данные [Томиленко, 2006] для графитовой и алмазной субфаций гранатовых лерцолитов и эклогитов не согла суются с результатами расчетов равновесий для эклогитовой ассоциации [Ша рапов и др., 20007;

2008]. Действительно, для эклогитов характерно высокое содержание воды ~84% (СО2~12%, СО~2%, Н2~0,5%, СН4~0,002%, N2~0%). В алмазах эклогитовой ассоциации содержание воды также высокое (77-95%) при широким изменении СО2 (от 2% до 22%), но не отмечено присутствия Н2 и СО при высоких содержаниях N2 и значительных СН4. Высокое содержание воды и низкое СО и СО2 в расчетах получить не удается, также как и измеренные соот ношения газов во флюиде в алмазах V-типа. Чрезвычайно высокое содержание тяжелых углеводородов в алмазах, возможно, свидетельствует о роли каталити ческих реакций в синтезе алмазов [Шарапов и др., 2007]. Дополнительным сви детельством в пользу этого являются случаи обнаружения включений самород ного железа и коэссита в кристаллах алмаза.

Верификация результатов расчетов может быть проведена из сравнения содержаний минералов породных матриц ксенолитов и состава минералов с пе ременным количеством миналов [Шарапов и др., 2008]. Модельные оценки со ставов газов в оливинах качественно не расходятся с экспериментальными дан ными составов во включениях: астеносферные флюиды являются водно углекислотными, а не водно-метановым, как это иногда полагается. Такое сов падение модельных и реально наблюдаемых в мантийных породах соотноше ний позволяют строить физико-химические модели рудоносности мантийно коровых флюидных рудно-магматических систем, в которых, кроме макрога зов, присутствуют соединения экстрагированных из расплавов и пород петро генных и примесных рудных компонентов. Исследование геохимических лине ек составов ореолов вторичных флюидных и солевых включений вокруг пер вичных позволяют получить представление о соотношениях содержаний петро генных и примесных компонентов переносимых надастеносферными флюида ми, также принос примесных компонентов определяется по содержанию редко земельных элементов во вторичных включениях в минералах катаклазирован ных лерцолитов, где их содержания на один-два порядка выше, чем в мине ральной матрице [Томиленко, 2006]. Можно полагать, что полученные модель ные и экспериментальные соотношения петрогенных и газовых компонентов позволяют получить на основе динамической модели мантийно-корового взаи модействия реалистичное описание процесса эволюции структурно динамических зон рудно-магматических систем.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ № 080500467.

ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ ПОЛЯ И ПРОЦЕССЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ ЗОЛОТОРУДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ НАТАЛКА В.М. Шарафутдинов1, И.М. Хасанов СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан, seismolog@neisri.ru1, au@maglan.ru Наталкинское золоторудное месторождение, находится в пределах юго восточной части Яно-Колымской складчатой области, где располагается в юго западном крыле крупного складчатого сооружения – Аян-Юряхского антикли нория. Само Наталкинское месторождение является одним из наиболее круп ных месторождений Росси по запасам, его геологическое строение, структура, геохимия и т.д. достаточно изучено и описано в литературе [Гончаров и др., 2002;

Григоров, 2006].

Образцы для исследований отбирались с поверхности по отдельным про филям (протяженностью до 7-8 км), пересекающим все рудное поле. Было ото брано 288 образцов горных пород и руд. По аномальным участкам произведен дополнительный отбор образцов с целью детализации и заверки выявленных аномалий распределения петрофизических параметров. Кроме того, было ис следовано 111 образцов керна. Образцы отбирались с интервалом 20 м, на глу бину до 800 м от дневной поверхности. Таким образом, исследования распреде ления петрофизических параметров проводились как в горизонтальной (рис. 1), так и вертикальной плоскости Наталкинского рудного поля (рис. 2).

Замеры плотности горных пород проводились на денситометре ДГП-15, магнитной восприимчивости – на прецизионном цифровом каппомосте Kappabridg KLY-2, остаточной намагниченности – на рок-генераторе JR-4. Ме тодика замеров стандартная для петрофизических исследований. В процессе контроля (более 5% общего объема наблюдений) определялись абсолютная и относительные погрешности измерений. В целом для Наталкинского рудного поля погрешности измерений составили по плотности: абсолютная – 0, г/см3, относительная – 0,32%;

по магнитной восприимчивости – 6,66%, по оста точной намагниченности – 6,28%, что полностью соответствует нормативным требованиям точности лабораторных петрофизических исследований.

Результаты петрофизических наблюдений были обработаны программ ным комплексом спектрально-корреляционного анализа данных (КОСКАД) с целью выделение и уточнения взаимной зависимости ПФП между собой и с рудной минерализацией. В процессе этих работ использовалась программа классификации, в которой реализован алгоритм разделения многомерных, нор мальных смесей предложенный А.В. Петровым [Петров, Никитин, 1990]. При менение данного алгоритма позволило провести классификацию многопризна ковых геофизических (плотность, магнитная восприимчивость) и геохимиче ских (первичные ореолы рассеяния золота) наблюдений на однородные облас ти. Конечное число классов (однородных областей) определялось опытным пу тем в диапазоне от 7 до 14 (см. рис.2). Оптимальным количеством разбиения исследуемой территории на области, однородные по комплексу признаков, с использованием априорной геологической информации, было признано 12.

Кроме вышеуказанного, для выявления общих корреляционных закономерно стей, в целом по месторождению также использовалось данные ПФП, измерен ные по 769 образцам, отобранным по штольням Наталкинского месторождения.

Выявленная ранее [Шарафутдинов, 2005] и подтвержденная результатами исследований двухуровенная петрофизическая зональность имеет минералогиче ское обоснование, выражающееся в двухстадийном образовании пирротина: пе риод интенсивного метасоматического замещения осадочных пород проявленный в формировании арсенопирит-кварц-альбитовых метасоматитов и золоторудную стадию того же этапа. Признаками данного этапа являются: равномерная вкрап ленность пирита, замещение альбита серицитом и кварцем. Преобразование пород в связи с процессами интенсивного динамометаморфизма выражены сильной рас сланцованностью и образованием углистого вещества.

Рис. 1. Распределение петрофизических параметров по поверхности Наталкинского рудного поля.

1 – точки отбора образцов;

2 – контур рудной залежи по [Григоров, 2006] – Au 0.4 г/т;

3 – местоположение профиля 20;

4 – Омчакский рудный узел Рис. 2. Распределение петрофизических параметров в разрезе месторождения Наталка (по буровому профилю 20):

1 – точки отбора образцов;

2 – контур “рудных” классов;

3 – номера скважин Комплексный анализ геофизических и петрофизических полей, геохими ческих и геолого-минералогических данных по Наталкинскому рудному полю показал, что территория исследований представляет собой систему иерархиче ски упорядоченных взаимосвязанных структур различного ранга, каждая из ко торых отличается специфическим набором физических свойств горных пород и имеет свою геологическую природу. На основе проведенных комплексных ис следований получены следующие основные результаты [Шарафутдинов и др., 2008, с. 100-102]:

1. Выявлена и доказана двухуровенная петрофизическая зональность На талкинского рудного поля. Первым уровнем является монотонное площадное изменение физических свойств горных пород в определенном направлении, связанное с насыщением пород халькофильными и сидерофильными группами металлов и может быть обусловлено влиянием глубинного разлома, который фиксируется выявленной авторами субвертикальной зоной проводимости. Вто рой уровень находит отражение в локальных аномалиях и градиентных измене ниях ПФП в экзоконтактах рудной залежи и рудных зон, что, вероятно, связано пространственно (генетически?) с физико-химическими процессами их форми рования. Оба уровня выявленной петрофизической зональности прослежены в пределах рудного поля по простиранию на 4 км, и по падению на 800 м.



Pages:     | 1 |   ...   | 11 | 12 || 14 |
 





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

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