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 || 3 | 4 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 2 ] --

Литература 1. Величкин В.И., Кушнеренко В.К., Тарасов Н.Н. и др. Геология и условия формирова ния месторождения типа “несогласия” Карку в Северном Приладожье // Геология рудн. ме сторождений. 2005. Т. 47. № 2. С. 99-126.

2. Горжевский Д.И. Металлоносность нефтей и оценка потенциала рудоносности нефте газоносных областей // Разв. и охр. недр. 1997. № 28. С. 28-31.

3. Маракушев А.А. Петрогенезис. М. : Недра. 1988.

4. Холодов В.Н. Геохимия осадочного процесса. М. : ГЕОС, 2006.

5. Alexandre P., Kyser K., Polito P et al. Alteration mineralogy and stable isotope geochemis try of unconformity-type uranium deposits in the Athabasca basin, Canada // Econ. Geology. 2005.

V. 100. № 8. P. 1547-1563.

ПРИМИРЯЯ НЕПТУНИЗМ И ПЛУТОНИЗМ: РОЛЬ ОКЕАНСКОЙ ВОДЫ В ОБРАЗОВАНИИ ПЛАГИОГРАНИТОВ СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА Л.Я. Аранович, Н.С. Бортников, Е.В. Шарков ИГЕМ РАН, Москва, lyaranov@igem.ru Изучены образцы пород, драгированных в 10-м рейсе НИС «Академик Иоффе» (2002 г.) и 22-м рейсе НИС «Профессор Логачев» (2003) с бортов осевого рифта медленно-спредингового Срединно-Атлантического хребта (САХ), которые содержат небольшое и переменное количество океанских плагиогранитов (ОПГ).

В текстурном плане ОПГ встречаются в виде «карманов», пятен и прожилков и жил размером от нескольких миллиметров до десятка сантиметров во вмещающих перидотитах и габброидах, и практически не отличаются от текстур, характерных для мигматитов плагиогранитов в офиолитовых комплексах (например, Gillis, Coogan;

2002). При этом в перидотитах ОПГ присутствуют только в виде жилок, с отчетливыми реакционными зонами на контакте. В сравнительно крупных жил ках ОПГ содержатся угловатые ксенолиты вмещающих пород. Оценки Р-Т пара метров образования плагиогранитов, выполненные по составам сосуществующих минералов, определенным на микрозонде, с помощью программы TWQ и термоди намической базы данных Berman, Aranovich (1996), оказались близкими для всех текстурных разновидностей: Т=800-830 °С и Р=2-2.5 кбар. При таких параметрах частичное плавление габброидов (на именно этот механизм образования ОПГ ука зывают их геохимические характеристики: низкие содержания К2О (0.04-0.3 мас. %) и, в особенности, TiO2 (0.08-0.4 мас. %);

низкие значения отношения FeO/MgO (0.5-4) при высоких (69-78 мас. %) содержаниях SiO2 (ср. с экспериментальными данными по плавлению основных пород с избытком воды;

Koepke et al., 2007), а также комплементарность профиля редкоземельных элементов для некоторых образцов ОПГ и вмещающих их габброидов – рис. 1) возможно только в присут ствии существенно водного флюида. Значения активности воды во флюиде (aН2О) оценены двумя независимыми способами: по составам сосуществующих минера лов ортопироксен–клинопироксен-паргаситовых реакционных зон, развивающих ся между оливином и жилами ОПГ в гипербазитах, с помощью программы TWQ, и путем моделирования условий кристаллизации гранитного расплава при фикси рованных Т=820 °С, Р=2 кбар и валовом составе, отвечающем среднему из 5 ана лизов ОПГ, практически не содержащих примеси вмещающих пород, с помощью программы THERIAK-DOMINO [de Capitani, 1994]. Для второго способа крите рием правильности расчетов служило совпадение состава модельного плагиокла за с составом, измеренным в ядрах зональных плагиоклазов жильного ОПГ в пе ридотите (An 34). Результаты расчетов двумя способами хорошо согласуются между собой: aН2О=0.87-0.93. При таких значениях внешних параметров степень частичного плавления габброидов не могла превышать 5-10%, что приблизи тельно соответствует доле лейкократового материала в изученных образцах.

Рис. 1. Профиль распределения редкоземельных элементов в образцах ОПГ (образцы с индексов L;

светлые символы) и вмещающих их основных и ультраосновных пород (образцы с индексом М;

залитые символы) Анализы выполнены методом ICP-MS в аналитической лаборатории ИГЕМ РАН Рис. 2. Р-Т диаграмма минеральных равновесий для образца 1063-11. Точка пересечения имеет координаты Т=830 °С, Р = 2.3 кбар.

Кроме того, поскольку при сравнительно низком давлении система вода – сильный электролит ведет себя как идеальный молекулярный раствор (ХН2О = aН2О, где ХН2О – мольная доля воды во флюиде;

Aranovich, Newton, 1996), этот диапа зон значений aН2О отвечает концентрации солей во флюиде (в NaCl-эквиваленте) от 23 до 35 мас.%, т.е. гораздо выше нормальной солености океанской воды (3.5 мас.%). «Осушение» океанской воды могло происходить по мере ее проса чивания до глубин 7-9 км (что соответствует давлению 2-2.5 кбар в предполо жении литостатических условий), в результате кипения и/или реакций гидрата ции (образование серпентина, хлорита и эпидота) на более высоких и низко температурных уровнях океанической коры. При подъеме такого флюида от области генерации ОПГ к поверхности могло происходить разделение на паро вую и жидкую фазы с существенно различающимися физическими и химиче скими свойствами, включая плотность, рН и транспорт тяжелых металлов. Уча стие «экзогенной» океанской воды в «эндогенном», изначально мантийном магматизме указывает на возможность снять противоречие одного из наиболее старых конфликтов в геологии: между плутонизмом и нептунизмом.

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы № 8 ОНЗ РАН и гран та РФФИ 09-05-00193.

Литература 1. Aranovich L.Y., Newton R.C. H2O activity in concentrated KCl and KCl-NaCl solutions at high temperatures and pressures measured by the brucite-periclase equilibrium. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1997. V. 127. P. 261-271.

2. Berman R.G., Aranovich L.Y. Optimized standard state and solution properties of minerals:

I. Model calibration for olivine, orthopyroxene, cordierite, garnet, and ilmenite in the system FeO MgO-CaO-Al2O3-TiO2-SiO2. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1996. V. 126. P. 1-22.

3. De Capitani C. Gleichgewichts-Phasendiagramme: Theorie und Software. Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beiheft zum. European Journal of Mineralogy. 1994.

V. 6. Р. 48.

4. Gillis K.M., Coogan L.A. Anatectic migmatites from a roof of an ocean ridge magma cham ber. Journal of Petrology. 2002. V. 43. P. 2075-2095.

5. 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. Contributions to Mineralogy and Petrology.

2007. V. 153. P. 67-84.

ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА СОСУЩЕСТВУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ СИЛЛИМАНИТ-ГИПЕРСТЕНОВЫХ ПОРОД ПОРЬЕЙ ГУБЫ Л.Я. Аранович, Е.О. Дубинина, А.C. Авдеенко ИГЕМ РАН, Москва, lyaranov@igem.ru Природа «сухости» гранулитов уже более 50 лет является предметом жар ких дискуссий. Можно выделить две полярные группы моделей. Первая из них рассматривает гранулиты как продукты высокотемпературного метаморфизма без участия свободной флюидной фазы. При этом предполагается, что метаморфизо вались уже сухие породы, либо осушение пород происходило за счет плавления с участием биотита и амфибола, с переходом в расплав содержавшейся в них воды (дегидратационное плавление, “dehydration melting”) [1]. Противники этой модели указывают на то, что значения температуры, получаемые для соответствующих пород методами минеральной термометрии, обычно намного ниже величин, необ ходимых для начала дегидратационного плавления [2]. Они предлагают в качестве агента гранулитового метаморфизма флюидную фазу с низкой активностью воды, причем вместо водно-углекислого флюида с очень высокими значениями ХСО2 [3] в последние годы предпочтение отдается более сложному водно-углекисло солевому флюиду [4, 5], в котором пониженные значения активности Н2О дости гаются уже при существенно водном составе (примерно ХН2О = 0.7, ХСО2 = 0.2, ХNaC = 0.1).

Одним из наиболее продуктивных подходов к выяснению возможной роли флюидов в формировании метаморфических парагенезисов является изучение по ведения изотопов кислорода в породах и минералах (например, [6]). Этот подход позволяет оценить возможный изотопный состав флюидов, их количество и ис точник, а также степень изменения пород в результате процессов, протекавших после прохождения пика метаморфизма. Мы использовали его, наряду с количе ственным парагенетическим анализом, для выяснения роли флюида в происхож дении высокомагнезиальных и высокоглиноземистых гиперстен-силлиманитовых пород, ранее кратко описанных в работе [7].

На о-ве Паленый зона с этими породами расположена среди клинопирок сен-плагиоклазовых, двупироксеновых (±биотит, роговая обманка) и ортопи роксен-плагиоклазовых (±биотит) кристаллических сланцев основного и сред него состава с прослоями ортопироксеновых плагиогнейсов. Зона в целом весьма неоднородна. В ее пределах присутствуют ветвящиеся жилки и линзо видные тела пород мощностью от первых десятков сантиметров до метров, со держащих переменное количество кварца, силлиманита, ортопироксена и гра ната, с второстепенными биотитом, кордиеритом и полевыми шпатами.

Образцы силлиманит-ортопироксеновых пород, отобранные для исследо вания, также неоднородны, они характеризуются пятнисто-полосчатой, иногда тонкополосчатой текстурой, и обладают всеми признаками бластомилонитов со “струйчатым” распределением минералов. В богатых кварцем породах на блюдается зональное распределение минералов, от полиминеральных до бими неральных и, реже, мономинеральных зон. Из-за очень переменного соотноше ния породообразующих минералов точно оценить валовый состав пород весьма сложно, однако все изученные образцы близки по валовому составу к простой системе FeO-MgO-Al2O3-SiO2 (FMAS), с незначительным содержанием СаО и щелочей. Краткая характеристика образцов, а также их модальный состав, оце ненный с помощью подсчета зерен в шлифах и выраженный в мольных долях кислорода, приходящихся на каждый минерал, приведены в таблице.

Таблица Краткая характеристика образцов и мольные доли кислорода породы, приходящиеся на основные минералы, принятые для дальнейших расчетов Доля кислорода породы, Тип породы, приходящаяся на минерал Образец минеральный состав Qtz Gr Opx Sil Bi кварцевый бластомилонит Л4-1 0.68* 0.12 0.00 0.08 0. Qtz + Bt + Gr + (Pl. Kfs. Sil) прожилок в образце Л4- Л4-1а 0.79 0.15 0.00 0.03 0. Qtz + Gr + (Sil. Kfs. Pl. Bt) крупно-гигантозернистая Opx-Gr порода с Qtz Л4-2 0.06 0.19 0.66 0.04 0. Opx + Gr + Bt + Qtz + (Sil. Crd. Pl. Kfs) Opx – Gr порода с Qtz гнездами и сульфидами Л4-3 0.05 0.47 0.38 0.07 0. Gr+ Opx + Qtz + (Sil. Crd. Pl. Bt. Sp) кварцевый бластомиллонит Л4-6 0.38 0.02 0.41 0.16 0. Qtz + Opx + Sil + Gr + (Bt. Kfs. Pl) кварцевый бластомиллонит Б1016-21 0.41 0.10 0.35 0.09 0. Qtz + Opx + Sil + Gr + Bt + (Kfs. Pl) крупнозернистая порода с сульфидами и Qtz Б1016-24 0.05 0.20 0.72 0.00 0. Opx + Gr + Qtz + (Crd. Pl. Bi) * Жирным шрифтом выделены минералы, в которых был определен изотопный состав кислорода Количественные расчеты Р-Т условий минеральных равновесий прове дены по составам сосуществующих минералов с использованием термодина мической базы данных [8;

обновление December06]. Результаты расчетов для разных образцов дали очень близкие значения Р-Т параметров в интервале 10 ± 1 кбар / 900 ± 50 °С, что очень хорошо согласуется с устойчивостью ассо циации Opx+Grt+Sil+Qtz на количественной фазовой диаграмме высокотем пературной части системы FMAS [8] (рис. 1).

Изотопный состав кислорода породообразующих минералов, слагающих различные по валовому минеральному и химическому составу зоны, варьирует в широких пределах. При этом значения температуры закрытия изотопных систем минералов, полученные методом изотопно-кислородной геотермометрии, близки к полученным по «классическому» геотермометру Grt-Opx и соответствуют вы сокотемпературной гранулитовой фации (860-900 °С, рис. 2).

Ky l Opx +Sil +Grt +Qtz Si Л4- Л4- Б1016- tz Sil +Q Opx + Давление, кбар rt G Crd + 50 8 40 6 Opx +Crd +Grt + Qtz 4 XAl2O3 в Opx XPy в Grt 1000 о Температура, С Рис. 1. Р-Т диаграмма фазовых равновесий в системе FMAS по [8].

Крестиками показаны параметры образования гиперстен-силлиманитовых пород о-ва Паленый 6. 7. (a) (б) 9 9 OGrt, ‰ 950 oC OOpx, ‰ 850 oC 950 oC L4-1 900 oC 750 oC Qtz -жила 8 800 oC 7 OQtz, ‰ OQtz, ‰ 6 7 8 9 10 6 7 8 9 10 Рис 2. Распределение изотопов кислорода в системах кварц-гранат (а) и кварц-гиперстен (б) Закономерные вариации величин 18O в одних и тех же минералах из раз личающихся по валовому минеральному составу зон невозможно связать с первичной изотопной неоднородностью протолита. Модельные расчеты мас штаба и направления изменения величин 18О в минералах показывают, что наиболее вероятным механизмом формирования наблюдаемой зональности яв ляется взаимодействие пород с флюидом при неодинаковом интегральном объ емном отношении флюид / порода в различных зонах. Тем самым показана воз можность существования фокусированного потока флюидов в нижнекоровых сдвиговых зонах. Сохранность высокотемпературных изотопных равновесий минералов свидетельствует о весьма кратковременном эпизоде флюидной ак тивности на пике метаморфизма.

Литература 1. Thompson A.B. Amer. J. Sci. 1982. V. 282. P. 1567-1595.

2. Аранович Л.Я., Шмулович К.И., Федькин В.В. Очерки физико-химической петроло гии, вып. 14 / ред. В.А.Жариков. М. : Наука, 1987. С. 96-117.

3. Newton R.C., Smith J.V., Windley B.F. Nature. 1980. V. 288. P. 45-50.

4. Аранович Л.Я. Гранулитовые комплексы в геологическом развитии докембрия и фа нерозоя. ИГГД РАН, 2007. С. 35-39.

5. Shmulovich K.I., Tkachenko S.I., Plyasunova N.V. Fluids in the crust. London. Chapman and Hall, 1995. P. 193-214.

6. Бушмин С.А., Доливо-Добровольский Д.В., Лебедева Ю.М. ДАН. 2007. Т. 412. № 3.

С. 383-387.

7. Valley J.W. Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy. 1986. V. 16. P.

445-489.

8. Berman R.G., Aranovich L.Y. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1996. V. 126.

P. 1-22.

ПАЛЕОЗОЙСКИЙ ТОЛЕИТОВЫЙ МАГМАТИЗМ В КОЛЬСКОЙ ПРОВИНЦИИ: СВЯЗЬ СО ЩЕЛОЧНЫМ МАГМАТИЗМОМ А.А. Арзамасцев1, Ж.А. Федотов1, Л.В. Арзамасцева1, А.В. Травин ГИ КНЦ РАН, Апатиты, arzamas@geoksc.apatity.ru, ОИГГМ СО РАН, Новосибирск, travin@uiggm.nsc.ru Одним из важнейших проявлений плюм-литосферных процессов являют ся крупные излияния в зоны верхней коры мантийных расплавов, среди кото рых преобладают толеиты. Гигантские объемы базальтов, формирующих круп ные магматические провинции (LIPs), известны на платформах а также в древ них кратонизированных областях. В этих районах прослеживается пространст венная и временная связь континентальных платобазальтов с проявлениями щелочного магматизма. Примером являются многие крупные щелочные про винции, такие как Маймеча-Котуйская, формирование которой близко по вре мени излияниям сибирских траппов, Южно-Африканская, сформировавшаяся в ходе единого цикла магматической активности с платобазальтами Этендека, Западно-Индийская, связанная с Реюньонским плюмом, ответственным за фор мирование платобазальтов Декан, и др. На основе эмпирических данных иссле дователями предлагаются гипотезы, обосновывающие генетическую связь ще лочных и толеитовых магм, возникших в ходе процессов плюм-литосферного взаимодействия.

Кольская щелочная провинция, образовавшаяся в интервале 380-360 млн лет назад в северо-восточной части Фенноскандинавского щита, имеет признаки, позволяющие отнести ее к типичным проявлениям плюмового магматизма.

Провинцию составляют крупнейшие плутоны агпаитовых сиенитов, карбонати товые интрузии, многочисленные дайки щелочных пород, а также останцы субщелочных и щелочных вулканитов. Проявления толеитового магматизма в регионе до настоящего времени не были достоверно установлены. Предпола гавшиеся исследователями в качестве возможных палеозойских аналогов дайки и силлы долеритов оказывались в результате геохронологических исследований протерозойскими образованиями.

Ареал распространения палеозойских долеритов. Проявления толеитово го магматизма в регионе представлены дайками долеритов, формирующими три роя: печенгский, баренцевоморский и восточно-кольский (рис.). Печенг ский рой образован серией крупных вертикальных даек субмеридионального простирания (СВ 10°) отдельные из которых прослежены на расстояние более 80 км на полуостровах Средний и Рыбачий. Наиболее крупные тела имеют мощность 10-40 м и состоят из отдельных сегментов, простирание каждого из которых варьирует в пределах 10-15°. Баренцевоморский рой объединяет мно гочисленные дайки, обнаруженные на побережье в полосе от р. Вороньей до мыса Святой Нос. В районе губы Ивановской крупные вертикальные дайки до леритов мощностью 10-35 м имеют северо-восточное простирание. Восточно Кольский рой объединяет несколько десятков крупных субмеридиональных долеритовых даек протяженностью до 100 км, пересекающих все докембрий ские структуры между Терским и Мурманским побережьем.

Геохронологические данные. Первые приближенные оценки возраста даек печенгского роя, выполненные K-Ar методом показали широкий диапазон зна чений от 355 до 600 млн лет. В ходе проведенных нами работ для образца из дайки района Лиинахамари получена Sm-Nd минеральная изохрона, отвечаю щая возрасту 362 ± 40 млн лет. Проанализированная 40Ar/39Ar методом моно фракция биотита из другой дайки печенгского роя показала возраст 381 ± 6 млн лет. Эти данные совпадают с оценками возраста, полученными 40Ar/39Ar мето дом для долеритовых даек полуострова Варангер [Guise, Roberts, 2002], а также с нашими датировками одной из даек баренцевоморского роя. Для долеритов восточно-кольского роя имеются две приближенные Sm-Nd оценки возраста.

Уравнения регрессии, полученные по монофракциям из дайки северо восточного простирания в районе хребта Серповидный в Западных Кейвах от вечает возрасту 322 ± 68 млн лет, из субмеридиональной дайки из устья р. Пат тилем, в Восточных Кейвах 295 ± 78 млн лет.

Геохимические особенности. Для всех палеозойских долеритов характерно присутствие в нормативном составе 6-21 % гиперстена. В печенгском рое пред ставлены как оливиннормативные (1-8 % Ol), так и кварцнормативные (1-3 % Q) разности долеритов. В баренцевоморском и восточно-кольском роях присутст вуют только породы с содержанием нормативного кварца в пределах 1-10 %.

Кольские долериты представлены как низкотитанистыми TiO2 = 0.8-1.8 мас.% (печенгский рой), так и высокотитанистыми TiO2 = 1.5-3.6 мас.% (баренцево морский и восточно-кольский рои) разновидностями. Невысокие значения маг незиальности (100MgO / (MgO+FeOtot), варьирующие в пределах значений 22- (среднее 36), а также содержания Ni и Cr, не превышающие 150 и 350 г/т соот ветственно, указывают, что в качестве первичных расплавов толеитовой серии могут рассматриваться только отдельные долериты из даек печенгского роя.

Положительная корреляция MgO с Ni и Cr указывает на оливиновый и пирок сеновый контроль в ходе кристаллизации расплавов.

Содержания высокозарядных элементов и крупноионных литофилов, а также их отношения, свидетельствуют о принадлежности палеозойских долери тов к группе континентальных платобазальтов. На спайдерграммах, нормиро ванных к составу примитивной мантии, в долеритах наблюдается отрицатель ная ниобиевая аномалия, наиболее отчетливо проявленная в низкотитанистых разновидностях печенгского роя. Все изученные разновидности имеют повы шенные средние содержания Ba (180 г/т) и Sr (295 г/т), что, в совокупности с изотопными характеристиками, свидетельствует об участии компонентов ко ры в их образовании.

Общей чертой геохимии REE всех долеритов является отсутствие Eu анома лии (Eu/Eu* = 0.89-1.04). Относительно низкие отношения (La/Yb)N = 3.5 ± 1.1, и (Tb/Yb)N = 0.34 ± 0.08, а также повышенные значения отношения Lu/Hf = = 0.15 ± 0.05, указывают на отсутствие граната в качестве остаточной фазы в об ласти плавления толеитовых расплавов. Учитывая отношения Ce/Y и Zr/Nb, рассчитанные для разных степеней плавления гранатовых и шпинелевых лерцолитов, можно предположить, что толеитовые магмы были образованы в условиях шпинелевой фации при значительных степенях плавления мантийно го субстрата. Изотопные характеристики долеритов показывают широкие ва риации Sr(t), что связано, по-видимому, с контаминацией большинства тел ко ровым материалом. В менее подвергшейся влиянию контаминации Sm-Nd сис теме значения Nd(t) находятся в пределах +0.9…+ 5.4. Эти значения близки таковым для щелочных пород провинции и указывают на происхождение то леитовых расплавов из источников со значительной долей компонента депле тированной мантии (DM).

Рис. Проявления палеозойского магматизма в северо-восточной части Фенноскандинавского щита 1 – дайки палеозойских долеритов печенгского роя (П), баренцевоморского роя (Б), восточно-кольского роя (ВК), 2 – массивы нефелиновых сиенитов, 3 – массивы щелоч но-ультраосновных пород и карбонатитов (а), рои щелочных даек и трубок взрыва (б).

Породы фундамента: 4 – рифейский терригенный комплекс, 5 – карельский осадочно вулканогенный комплекс, 6 – лапландский гранулитовый комплекс, 7 – архейские гранитогнейсы Обсуждение результатов. Обнаружение распространенных на значи тельной площади северо-восточной части Фенноскандии девонских толеитов приводит к необходимости определения их места в общей модели эволюции палеозойского магматизма, в первую очередь, определения их связей со щелоч ными расплавами. На основе геохронологических данных ранее нами было по казано, что первые проявления плюмового магматизма, произошедшие в пери од 410-390 млн лет, были представлены субщелочными вулканитами, сохра нившимися в ловозерской и контозерской кальдерах. Главная фаза магматизма, в течение которой произошло формирование Хибинского и Ловозерского мас сивов, а также карбонатитовых интрузий, может быть ограничена возрастным интервалом 376-363 млн лет. В завершающую фазу (369-360 млн лет), про изошло образование роев щелочных даек и трубок взрыва. Приведенные выше данные изотопного датирования долеритов позволяют отнести их появление к наиболее раннему этапу эндогенной активности в регионе.

Анализ пространственного размещения даек палеозойских долеритов по казывает, что все они располагаются по периферии области преимущественно го развития щелочных интрузий и роев даек щелочных лампрофиров (рис.). За пределами этой области располагается лишь Ивановский комплекс щелочных пород и вулканитов. Как показано [15], исходные расплавы палеозойских ще лочных интрузий отвечали оливиновому меланефелиниту, генерация которого происходила в условиях мантийной фации гранатовых лерцолитов. Исходя из приведенного материала сделан вывод, что толеиты отвечают инициальной фа зе палеозойского процесса плюм-литосферного взаимодействия, в ходе которо го появление толеитовых расплавов в периферической зоне плюма произошло в результате парциального плавления мантийного субстрата на уровнях фации шпинелевых лерцолитов. В ходе последующего развития плюм-литосферного процесса в область плавления были вовлечены более глубинные мантийные об ласти, отвечающие мантийной фации гранатовых лерцолитов, парциальное плавление которых в условиях мантийного метасоматоза привело к образова нию меланефелинитовых расплавов, давших начало Кольской палеозойской щелочной провинции.

Работа выполнена в рамках 6 и 8 программ Отделения наук о Земле РАН.

ВЛИЯНИЕ ЩЕЛОЧНЫХ РАСПЛАВОВ НА ПОРОДЫ ФУНДАМЕНТА И ВОЗРАСТ ПОЗДНЕМАГМАТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В ХИБИНСКОМ И ЛОВОЗЕРСКОМ МАССИВАХ А.А. Арзамасцев1, Л.В. Арзамасцева1, С.Н. Шанина ГИ КНЦ РАН, Апатиты, arzamas@geoksc.apatity.ru ИГ Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, shanina@geo.komisc.ru Задача работы – оценка возраста и условий проявления метасоматоза до кембрийских гнейсов, происходившего в результате внедрения агпаитовых рас плавов при становлении Хибинского и Ловозерского массивов – крупнейших па леозойских щелочных интрузий Кольской провинции. Объектами исследования явились контакты агпаитовых сиенитов в зоне примыкания их с архейскими гней сами. Геофизические исследования показали, что контакты массивов на этих уча стках субвертикальны.

Хибинский массив. На участке Сев. Лявочорр в разрезе длиной 1.2 км вскрыт контакт нефелиновых сиенитов периферической части массива (хибини тов) с архейскими гранитогнейсами фундамента, представленными пироксен амфиболовыми и биотитовыми разностями. Мощность зоны фенитизации не пре вышает 10 метров. В приконтактовых гнейсах присутствуют жилы мелкозерни стых щелочных сиенитов (“умптекитов”) мощностью 1-10 метров, прослеживаю щиеся на удалении до 0.5 км от контакта. Зона эндоконтакта мощностью 20-50 м представлена пегматоидными нефелиновыми сиенитами с крупными выделения ми K-Na полевого шпата, клинопироксена, нефелина и эвдиалита.

Ловозерский массив. В северо-восточной части массива (г. Вавнбед) эндо контактная зона комплекса луявритов-фойяитов-уртитов сложена массивными нефелиновыми сиенитами, при приближении к контакту на расстоянии 10-20 м постепенно переходящими в эгирин-амфибол-нефелин-калишпатовые пегматои ды с крупными шлировидными выделениями эвдиалита. Вмещающие массив по роды представлены архейскими амфиболовыми и биотит-амфиболовыми гнейса ми. Как и в Хибинах, мощность примыкающей к контакту зоны фенитизации не превышает 10 метров. Главные преобразования пород фундамента связаны с воз действием на них эгирин-микроклин-альбитовых жил с цирконовой и ильменито вой минерализацией. Изменения гнейсов выразились в замещении первичного минерального парагенезиса новообразованными калиевым полевым шпатом, аль битом, нефелином, эгирином, арфведсонитом и др.

Последовательность и возраст процессов. Учитывая то, что в формиро вании массивов Хибин и Ловозера выделяют несколько фаз, в ходе которых происходило внедрение контрастных по составу щелочных (агпаитовых, ще лочно-ультраосновных, карбонатитовых) расплавов, можно полагать, что каж дый этап внедрения сопровождался фенитизацией как пород фундамента, так и ранее сформированных щелочных комплексов. Кроме того, интенсивное пре образование фундамента может быть связано с поздне- и постмагматическими флюидами, циркулировавшими по разломам, оперявшим кальдеры проседания.

В изученных массивах преобладающим типом пород в контакте с гнейсами, яв ляются агпаитовые сиениты, сформировавшиеся на начальном этапе становле ния многофазных интрузий и образовавшие узкие (10-30 м) зоны апогнейсовых фенитов. Очевидно, что возникновение последних совпадает с возрастом обра зования сиенитов внешнего кольца интрузий. Значительно более интересен возраст зон фенитизации, связанной с жильными отщеплениями агпаитовых расплавов в породы фундамента. Наиболее благоприятным объектом для дати рования явились жилы микроклин-альбитовых пегматоидов с ильменитом и крупными выделениями циркона в контакте Ловозерского массива. Циркон, отобранный из центральной части крупной жилы, сложенной анхимономине ральным крупнозернистым альбитовым агрегатом, представлен хорошо огра ненными кристаллами размером до 2 см. Датирование производилось на ион ном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ): всего выполнено 22 U-Pb анализа в 4 зернах циркона. Для анализа выбирались наиболее темные участки зерен, имеющие повышенную концентрацию урана. Проанализированные цирконы характеризуются низкими содержаниями U (20-50 ppm), что свойственно цир конам, кристаллизовавшимся в щелочной среде. Экстремально высокое отно шение Th/U, варьирующее в пределах 19-46, связано с присутствием в породах минерала-концентратора урана – пирохлора (UO2 = 2.93% вес.), кристаллизация которого в жилах происходила одновременно с цирконом. Фигуративные точки образуют конкордантный кластер, дискордантность варьирует от 26 до 28 %.

Конкордантный возраст по 22 анализам составляющий 359±5 млн лет, мы ин терпретируем как возраст завершения позднемагматических процессов в Лово зерском массиве.

Геохимия и флюидный режим контактовых зон. Для оценки условий ми грации петрогенных и микроэлементов в пределах контактов обоих массивов проведено геохимическое опробование, которое позволило получить информа цию о поведении щелочей, F, Cl, а также V, Cr, Co, Ni, Ga, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ba, Hf, Ta, Pb, Th, U, REE (результаты ICP-MS) по разрезу экзо- и эндоконтактов.

Дополнительно для 27 проб методом ступенчатого нагрева (400 °С, 500 °С, 600 °С, 700 °С, 800 °С) выполнен анализ газовой фазы (H2O, CO2, H2S, СН4, N2, и др.) в пробах неизмененных гнейсов, фенитов, жил и приконтактовых агпаито вых сиенитов. Корреляционные зависимости, рассчитанные между петроген ными, летучими и микроэлементами обнаружили существенные различия в ха рактере метасоматических преобразований, происходивших на контактах Хи бинского и Ловозерского массивов. Хотя в обоих массивах главными компо нентами метасоматизирующих флюидов были вода, углекислота и фтор, а так же незначительные количества CH4 и C2H6, в Ловозере доля щелочей в прикон тактовом флюиде была существенно выше по сравнению с таковым в Хибинах.

Соответственно, роль состава флюидов в перераспределении элементов примесей, судя по корреляционным связям, была различна.

Содержания редкоземельных элементов (REE) в фенитах хибинского экзоконтакта образуют сильную положительную связь с H2O (КLa– KLu 0. при 95 % уровне значимости), в то время как коэффициенты парной корреля ции REE – CO2 закономерно повышаются от легких редких земель (К = 0.65) к тяжелым (К = 0.85), причем наиболее сильные связи отмечены для низкотем пературного флюида (Т = 400-500 °С). В ловозерских апогнейсовых фенитах на блюдается обратная зависимость: коэффициенты парной корреляции REE – CO и REE – H2O закономерно снижаются от легких редких земель (К = 0.90) к тяже лым (К = 0.40).

Содержания высокозарядных элементов (HFSE) в фенитах экзоконтакта Хибин положительно коррелируются с H2O и CO2, что может свидетельствовать о влиянии щелочных флюидов на их перераспределение в ходе контактового ме тасоматоза, достигавшее максимума при температурах 400-500 °С. С другой сто роны, отсутствие значимых корреляционных связей этих элементов с H2O и CO в фенитах Ловозера может указывать на относительную инертность Zr, Hf, Nb и Ta в ходе метасоматических преобразований гнейсов под воздействием суб страта, продуктом которого явились эгирин-микроклин-альбитовые жилы.

В экзоконтактовой зоне Хибин имеет место значительное обогащение апогнейсовых фенитов фтором на фоне существенного обеднения им прикон тактовых нефелиновых сиенитов и сиенитов из жил. Однако отсутствие кор реляции с HFSE и REE свидетельствует, по-видимому, о незначительной роли этого компонента в их миграции. С другой стороны, в ловозерском контакте роль фтора была более значительна, на что указывает положительная связь фтора с легкими редкими землями (КLa = 0.89, KLu = 0.33).

Таким образом, полученные данные позволяют сделать вывод о значи тельной роли метасоматизирующих флюидов в миграции элементов-примесей как в эндо-, так и в экзоконтактовых зонах Хибинского и Ловозерского щелоч ных массивов. В Хибинах процессы метасоматоза имели локальный диффузи онный характер и были связаны с прямым термальным и химическим воздейст вием контаминированных щелочных расплавов на гнейсы. В Ловозерском мас сиве метасоматоз был преимущественно связан с влиянием позднемагматиче ских жил и имел инфильтрационный характер. Указанные особенности разви тия контактного взаимодействия определили различное поведение элементов примесей в контактовых зонах Хибинского и Ловозерского массивов.

Финансовая поддержка: грант РФФИ 09-05-00224.

РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫЙ МАГМАТИЗМ УЗБЕКИСТАНА Р. Ахунджанов1, У.Д. Мамарозиков1, С.С. Сайдиганиев Институт геологии и геофизики им. Х.М. Абдуллаева АНРУз, Ташкент, rkh.akhundjanov@mail.ru, udmamarozikov@mail.ru;

НПЦ Геология урана и редкоземельных металлов Госкомгеологии РУз, Ташкент Известный тезис «рудогенез есть часть петрогенезиса» обосновывается изучением генетической связи магматических и рудных ассоциаций, объеди няемых в единые рудно-магматические системы. Петрологами установлены достоверные критерии редкометаллоносности магматических комплексов и од ним из главных признаков определено наличие ассоциаций интрузивов литий фтористых гранитов, даек и субвулканических тел онгонитов и онгориолитов [Коваленко и др., 1988]. Характер связи рудообразования с магматизмом все чаще выявляется с позиции роли глубинной геодинамики, влияния мантийных плюмов и «горячих точек».

Территория Узбекистана ранее выделялась как редкометальная провин ция с наиболее широким развитием шеелитоносных скарнов и проявлениями пегматитовых, апогранитовых и грейзеновых формаций с W, Mo, Sn орудене нием. Обоснована генетическая связь месторождений этих металлов с гомо дромным рядом орогенных гранитоидных формаций, которому предшествовал раннеорогенный габбро-плагиогранитный ряд формации [Хамрабаев, 1969].

В среднем-позднем карбоне были сформированы «батолитовые» многофазные плутоны: I фаза – диориты, кварцевые диориты, II фаза – гранодиориты (ада меллиты), III фаза – граниты, IV фаза – аляскиты (лейкограниты). С ними свя заны в основном постмагматические скарновые и грейзеновые месторождения.

Рудно-магматические системы формировались в мезоабиссальных условиях из расплавов, имевших смешанную, палингенно-анатектическую природу и вне дренных из различных уровней земной коры. Редкометальное оруденение лока лизовано в скарнах, апогранитах, грейзенах приконтактовой зоны Нуратинско го, Зирабулакского, Каратюбинского, Чаткало-Кураминского плутонов. Гомо дромность образования слагающих их интрузивов отражена в возрастной по следовательности внедрения продуктов отдельных фаз, повышении кислотно сти, общей щелочности, особенно калия, глиноземистости и понижении основ ности, фемичности пород. Вслед за гранитоидными плутонами в позднем кар боне – ранней перми были образованы малые интрузии субщелочного ряда:

монцогаббро-сиенодиорит-адамеллит-лейкогранит. С ними связано комплекс ное редкометальное оруденение, включающее наряду с W, Mo, Sn, руды Li, Rb, Cs, Be, Та, Nb, U, Th и сосредоточенное в пегматитах, кварц-полевошпатовых метасоматитах, альбитизированных гранитах и грейзенах. Рудно-магматическая система имела свою специфику – насыщенность флюидами в результате явле ний метамагматизма [Коржинский, 1973]. Внедрению интрузивов предшество вали флюиды, обогащенные летучими компонентами, легкими литофильными редкими элементами (F, В, Li, Be и др.). Они метасоматически преобразовывали окружающие породы, ранее образованные скарново-рудные и грейзеновые тела с W, Mo, Sn. Ранне-позднепермский магматизм характеризуется как внутриплит ный и в Чаткало-Кураминском регионе представляет собой совокупность магма тических продуктов, проявившихся после массовых пароксизмов субдукционно го и коллизионного гранитообразования и кислого вулканизма. Состав пород внутриплитного магматизма непосредственно не связан с составом магматиче ских формаций предыдущих геодинамических обстановок и является отражени ем формирования в раннепермскую эпоху крупного Западно-Тяншаньского плюма. В регионе внутриплитный магматизм ярко выражен в образовании тра хидолерит-сиенит-онгориолитовой ассоциации, представленной дайками, некка ми и силлами. Из этих субвулканических и экструзивных образований лишь для онгориолитов достоверно установлены их гипабиссальные аналоги – интрузивы редкометальных лейкогранитов. Они развиты в зонах Кумбель-Угамских, Ара шанских и других разломов, вулканических кальдерах, заполненных пермской риолитовой формацией, и в обрамлении крупных гранитных интрузивов. По добное пространственное совмещение продуктов магматизма различных гео динамических обстановок выделяется как тип смешанного магматизма [Бога тиков и др., 1984].

В Срединном Тянь-Шане в связи с диорит-гранодиорит-гранит аляскитовым рядом формаций (319-293 млн лет, С1-С3) выделяется смешан ный тип рудно-магматической системы. Представляется, что она возникла в результате явлений ассимиляции основной магмой материала гранито метаморфического субстрата, сохранившегося в виде ксенолитов в гранитоидах.

По составу они соответствуют кварц-плагиоклаз-роговообманковым и биоти товым гнейсам. Рудно-магматическая система ассоциаций малых интрузий монцогаббро-сиенодиорит-адамеллит-лейкогранит (293-289 млн лет, С3-Р1), предполагается возникшей в результате явлений метамагматического воздей ствия глубинных мантийных флюидов на расплавы коровых магматических очагов. С этими системами связано формирование ряда редкометальных про явлений бериллия, ниобия, тантала, редкоземельных элементов и флюорита (Келенчек, Баркрак, Ойгаинг, Саргардон). Характерной чертой их является на ложенность на вольфрамовое, молибденовое и оловянное оруденение, связан ное с «батолитовыми» интрузиями.

Впервые сведения о специализации на редкоземельные элементы (РЗЭ) магматических образований Узбекистана приведены И.Х. Хамрабаевым, П.Т.

Азимовым, Г.Г. Лихойдовым, О.К. Кушмурадовым, К.У. Урунбаевым и др.

Наиболее высокие содержания РЗЭ до 0,204 % были установлены в аплитах и пегматитах Актауского интрузива Южного Нуратау [Хамрабаев, 1969]. В этих же горах в турмалинах лейкогранитов Каратауского массива, размещённых в зонах поздних «послеаляскитовых», кварц-турмалиновых жил определено 0,21 % суммы РЗЭ [Ахунджанов, 1994]. Привлекают внимание данные по пер вичным отношениям изотопов стронция 87 и 86 (таблица). Граниты и лейкогра ниты Каратауского интрузива имеют явно коровые параметры (0,7148;

0,7145).

Эти данные соответствуют представлениям о возникновении исходных магм руд но-магматических систем Западного Узбекистана как палингенно-анатектических зон ультраметаморфизма. Изотопные исследования турмалинов лейкогранитов показывают значительно низкие значения (87Sr/86Sr)0 = 0,7057. Близость этих данных к (Sr/Sr)0 = 0,7067;

0,7062 гранитов и лейкогранитов Актау позволяет предполагать, что заражённость лейкогранитов Каратау РЗЭ обусловлена воз действием одной и той же рудно-магматической системы, что была и для Ак тауского интрузива. На основании этих данных и наличия высоких содержаний хрома (0,05 %) и РЗЭ был сделан вывод о смешанном метамагматическом гене зисе расплава, возникновении его при воздействии на остаточный абиссальный очаг кислой магмы подкоровых флюидов. Аномальная обогащённость турма линов РЗЭ (La = 972,2;

Ce = 410,2;

Sm = 239,8;

Eu = 2,39;

Gd = 256,9;

Tb = 56,61;

Yb = 145,4;

Lu = 15,89;

Eu/*Eu = 0,029;

Ce/Yb = 2,8;

нейтронно-активационный метод, ИЯФ АНРУз и ИГиГ АНРУз) и широкое развитие их в зонах «антитянь шанских» разломов северо-восточного простирания выдвинуто как проявление нового нетрадиционного вида редкоземельного минерального сырья. Собственно редкоземельные минералы – ортит, монацит, ксенотим выделены как типовые для гранитных и лейкогранитных интрузивов Нуратау, Каратюбе, Зирабулака Запад ного Узбекистана. В гранитных массивах Восточного Узбекистане к ним добав ляются бастнезит, рабдофанит, флюоцерит, минералы ниобия и тантала – фергю сонит, ризёрит, колумбит, танталит, пирохлор, иттротанталит, ильменорутил, а также минералы урана и тория – торит и оранжит.

Таблица Rb-Sr возраст, первичные отношения изотопов стронция 87 и и генетические типы магм редкометалоносных гранитных ассоциаций Нуратинского и Чаткало-Кураминского регионов (87Sr/86Sr) Объект исследования Абсолютный Источник магмы возраст, млн лет Граниты 282 ± Каратауский интрузив 0,7148 Палингенный Смешанный, 268 ± Актауский интрузив 0, кора+мантия (флюиды) Редкометальные лейкограниты, онгориолиты и щелочные онгориолиты 216 ± Каратауский интрузив 0,7145 Палингенный Смешанный, 261 ± Актауский интрузив 0, кора+мантия (флюиды) Шавазсайские субвулканические Смешанный, 263 ±2 0, тела онгориолитов кора+мантия (флюиды) Ерташсайский некк Смешанный, 263 ± 3 0, щелочных онгориолитов кора+мантия (флюиды) Смешанный, 219 ± Саргардонский интрузив 0, кора+мантия (флюиды) Арашанский интрузив (Келен- Смешанный, 278 ± 4 0, чек-Ташсайская площадь) кора+мантия (флюиды) Примечание: Таблица составлена по материалам авторов. Нуратинский регион – Актау и Каратау. Чаткало-Кураминский регион – Шавазсай, Ерташсай, Саргардон и Арашан Разработка моделей формирования рудно-магматических систем с пози ции метамагматизма позволяет выявить новые закономерности образования и размещения редкометалльного оруденения, а также провести более достовер ную оценку перспектив известных месторождений и горнорудных районов Уз бекистана.

Работа выполнена по грантам ФА-Ф6-Т099, ФА-А5-082 Академии наук Республики Узбекистан.

Литература 1. Ахунджанов Р., Сайдиганиев С.С. Редкие и редкоземельные элементы в гранитоидах и постмагматических образованиях Каратауского интрузива (Южный Нуратау, Западный Узбе кистан) // Узб. геол. журн. 1994. № 2. С. 47-57.

2. Богатиков О.А., Зоненшайн Л.П., Коваленко В.И. Магматизм и геодинамика // Петроло гия. 27-й МГК. М. : Наука, 1984. С. 3-14.

3. Коваленко В.И., Руб М.Г., Осипов М.А. Рудоносность магматических ассоциаций. М. :

Наука, 1988. 231 с.

4. Коржинский Д.С. Метамагматические процессы // Известия АНСССР, серия геологиче ская. 1973, № 12. С. 3-6.

5. Хамрабаев И.Х. Петролого-геохимические критерии рудоносности магматических ком плексов (на примере Узбекистана). Ташкент: Фан, 1969. 212 с.

О ЛИТОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЕ, БЛАГОПРИЯТНОЙ ДЛЯ СКАРНООБРАЗОВАНИЯ А.А. Бабаджанов ИГГ АН РУз, Ташкент, Республика Узбекистан, e-mail: igg70y@mail.ru В учении о скарнах широко бытует представление о наибольшей благо приятности для скарнообразования контакта известняков с гранитоидными ин трузиями: «…под скарнами будем понимать контактовые образования (породы или иные минеральные образования), выделяющиеся на границах между маг мой и известняками, реже другими породами…» (Пилипенко П.П., 1939);

«Скарнообразование – процесс метасоматического минерало- и породообразо вания в результате воздействия на различные горные породы (преимуществен но известняки и доломиты) высокотемпературных растворов…» (Геологиче ский словарь, 1973). «Скарны – метасоматические породы, … возникшие в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий в результате реакционно го взаимодействия карбонатных пород с магмой, интрузивными и др. алюмоси ликатными породами…» [Жариков А.А. и др. 1986].

Знаменитая схема Д.С. Коржинского, показывающая характер биметасо матоза и инфильтрационного метасоматоза, также составлена в основном на примере контакта карбонатных и гранитоидных пород.

1 – песчаники;

2 – известняки;

3 – скарновая зона;

4 – гранитоиды;

5 – первоначальные контакты пород среди скарнов;

6 – границы между поясами;

I и II пояса биметасоматоза;

III – пояс контактово-инфильтрационного метасоматоза. Стрелки мелкие – направления встречной диффузии, крупные – инфильтрации Во многих других работах также основная роль для скарнообразования отводится контакту карбонатных пород с гранитоидными интрузиями.

Исходя из этого широко бытующего представления, разведка и оценка рудных потенциалов скарново-редкометалльных месторождений Узбекистана, которые проводились в основном в 30-50-е годы, были нацелены на контакты карбонатных и гранитоидных пород.

В процессе длительного освоения и изучения месторождений, в частно сти, месторождения Койташ, кроме скарнов, развитых по известнякам, здесь выявлен целый ряд рудоносных метасоматитов (амфиболовые, роговиковые, кварцитовые, биотитовые), а также скарны, развитые по роговикам.

Проводя исследования на Полосе Койташ-Угат, мы обнаружили широкое развитие здесь скарнов, образовавшихся за счет роговиков. Они развиваются в основном вдоль контакта терригенных пропластков и вмещающих их известня ков, а также по самим терригенным пропласткам в карбонатной пачке. Иссле дования последующих лет показали широкое распространение апороговиковых скарнов на всех участках Койташского рудного поля. Они контролируются контактами прослоев терригенных пород в карбонатной толще С2. Скарновые тела имеют пластовую форму и протягиваются до 200-З00 м от контакта интру зива. Соотношение мощностей эндо- и экзоскарнов в межпластовых телах близко 5:1 т.е. порядка 80 % массы скарнов образовано за счет роговиков.

Х.М. Абдуллаев (1947), изучая скарново-редкометалльное месторождение Кой таш, также отмечал случаи более предпочтительного развития скарнов по рого викам, чем по известнякам. В частности, он пишет «...на месторождении Угат (Койташское рудное поле) скарнообразование наиболее интенсивно протекало вдоль пропластков биотитовых роговиков, на участках же, где биотитовые ро говики ассимилированы, а гранодиориты контактировали непосредственно с известняками, мощности скарновых тел резко сокращены».

Нами выявлены следующие типоморфные особенности апороговиковых скарнов, позволяющие отличать их от апоизвестняковых:

наличие реликтов пироксен-плагиоклазовых и биотит-плагиоклазовых роговиков;

пироксеновый и реже пироксен-гранатовый минеральный состав;

отсутствие четко выраженной латеральной зональности;

присутствие в составе скарнов плагиоклаза;

низкая железистость пироксена и граната;

наличие акцессорного сфена;

полосчатая текстура, унаследованная от замещаемых роговиков;

мелкозернистая, нередко роговиковая структура скарнов.

Количественная оценка доли апороговиковых скарнов в общем балансе скарнов месторождения Койташ по 35 геологическим разрезам, использован ным для подсчета запасов руд месторождения, показала, что в общем балансе разведанных руд месторождения Койташ апороговиковые скарны составляют 70-80 %.

По этому показателю месторождение Койташ сопоставимо с месторож дением Тырныауз, где главная масса скарново-рудных тел также приурочена к контакту мраморизованных извстняков и метаморфизованных песчано сланцевых отложений.

По данным Г.В. Нестеренко на месторождении Тырныауз 80-85 % скар новых тел образовалось путем замещения биотитовых роговиков. Скарны по известнякам составляют не более 20 % от общего объема метасоматических пород. По данным А.А. Хрущева эти цифры составляют 60-80 и 10 % соот ветственно.

Наши наблюдения, а также литературные данные показывают, что в це лом ряде скарново-рудных месторождений Южного Тянь-Шаня (Койташ, Лян гар, Каратюбе, Сарытау, Саутбай, Кумбель, Меликсу и др.) апороговиковые скарны имеют значительное, а в некоторых случаях определяющее количество.

Близкие к Койташу и Тырныаузу условия размещения скарново-рудных тел отмечаются и на ряде скарново-шеелитовых месторождений России (Восток, Китель, Евстюнинское, Ярославское, месторождения Приморья и др.). Здесь скарновые залежи также развиты на контакте биотитовых роговиков с мрамори зованными известняками и эндоскарновая зона в несколько раз превышает мощ ность экзоскарнов.

Анализ литературы показывает, что в крупнейших скарново–вольфрам молибденовых месторождениях мира отмечается предпочтительное развитие скарново-рудных тел по терригенным прослоям в известняках (Мина, США), по нечистым разностям известняков (месторождения США – Рауз Крик, Петч, Раунд Вилл), по карбонатным прослоям в кремнисто-осадочной серии (Милл Сити, США;

Мак-Тунг, Канада) и наиболее широко по межпластовым отслое ниям переслаивающихся карбонатно-терригенных пород (Дарвин Хилл, Лост Крик, Доджер – США;

Кантунг-Канада, Кинг Айленд – Австралия;

Сангдонг – Ю. Корея;

Сало – Франция и др.).

Итак, в большинстве названных месторождений отмечается предпочти тельное развитие скарново-рудных тел по породам, состоящим из смеси карбо натных и осадочных алюмосиликатных пород, чем по чистым известнякам. За частую в пределах одного месторождения отмечается интенсивное развитие скарнов по нечистым разностям карбонатных пород или (и) по контакту карбо натных и алюмосиликатных пропластков вмещающей толщи и тут же отмеча ется отсутствие или незначительные мощности скарнов на контакте чистого из вестняка с гранитоидным интрузивом.

Это явление, не вполне укладывающееся в широко бытующее мнение о бла гоприятности для развития скарнов контакта известняков с гранитоидным интру зивом, является вполне закономерным согласно термодинамических характери стик постмагматического процесса. В частности, считается доказанным [Коржин ский, 1955], что в процессах постмагматического скарнирования кремнезем и гли нозем проявляют термодинамическую инертность. «Концентрация этих компо нентов в постмагматических флюидах раннещелочной стадии оказываются недос таточными для образования с их участием инфильтрационных скарнов на месте чистых карбонатных пород. Только просачиваясь в контактах известняков с алю мосиликатными породами... эти флюиды обеспечивают диффузионный обмен и участие в скарнообразовании Са, Mg, Fe, Si и Al»[Шабынин, 1986].

В результате опытов контактово-диффузионного взаимодействия силикат ных и карбонатных пород В.А. Жариков и др. (1986) пришли к заключению, что «...основные закономерности строения экспериментальных колонок определяют ся все же не катионным и анионным составом раствора, а в первую очередь, со ставом контактирующих пород и величиной рН взаимодействующего раствора».

Подтверждение этим выводам теории и экспериментов видно почти на всех вышеназванных месторождениях. В образовании скарнов этих месторож дений, преобладающая роль принадлежит локальной реакции обмена между карбонатными и алюмосиликатными породами осадочных толщ. Причем мас штабы проявления биметасоматического процесса зависят от строения подвер гающихся метасоматозу пород. Чем меньше мощность и чаще чередуются кар бонатные и алюмосиликатные прослои, тем интенсивнее проявляется бимета соматоз и соответственно больше объемы метасоматитов. В нечистых разно стях известняков и карбонатных песчаниках биметасоматоз осуществляется между составляющими их зернами практически во всем их объеме.

В качестве заключения следуеть отметить, что в формировании крупных скарново- и скарноидно-рудных образований мира и Южного Тянь-Шаня в ча стности, значительную, нередко определяющую, роль играли горизонты пере слаивающихся карбонатно-терригенных и нечистых разностей карбонатных пород. Переоценка скарново-рудных месторождений, исходя из этого пред ставления, может существенно расширить вольфрамовый рудный потенциал Республики Узбекистан.


Литература:

1. Жариков В.А., Аксюк А.М., Зарайский Г.П. Физико-химические условия скарнообразо вания. Труды VI Симпозиума МАГРМ «Условия образования рудных месторождений». М. :

Наука, 1986. C. 560-582.

2. Коржинский Д.С. Очерки метасоматиечских процессов. В книге «Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях». Изд. 2-е. М. : Изд-во АН СССР, 1955.

3. Шабынин Л.И. О характере флюидов, участвующих в скарно- и рудообразовании.

Труды VI Симпозиума МАГРМ «Условия образования рудных месторождений». М. : Наука, 1986. С. 614-620.

СРАВНИТЕЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ РЕДКОМЕТАЛЬНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В КАРБОНАТИТАХ МАГМАТИЧЕСКОГО И МЕТАСОМАТИЧЕСКОГО МЕХАНИЗМА ОБРАЗОВАНИЯ Ю.А. Багдасаров ИМГРЭ МПР, Москва, imgre @ imgre.ru.

Дискуссия о генезисе разнообразных карбонатитов, ассоциирующих главным образом с массивами ультраосновной-щелочной формации с этими породами (УЩК), реже с другими ассоциациями щелочных пород, как извест но, возникла в мировой и отечественной литературе давно, остро велась, в ча стности, в 60-70-е гг. прошлого века, возобновляется и в наше время. Сейчас становится ясно, что в подавляющем большинстве карбонатитовых массивов, прежде всего УЩК-типа, принадлежащих к относительно глубинным фациям, от приповерхностной и ниже, различающихся также и по условиям темпера тур образования, принадлежат к отчетливо гетерогенным образованиям.

Только щелочно-карбонатные лавы современных, четвертичного време ни, карбонатитовых вулканов, изливающихся на дневную поверхность и сохра няющие устойчивые расплавные фазы при атмосферном давлении, безусловно, принадлежат к типично магматическим образованиям. Из широко известных экспериментальных работ, прежде всего П. Уайли и других, следует, что насы щенная водой кальцитовая магма с небольшим количеством щелочных метал лов может существовать при давлениях до нескольких десятков бар, и в усло виях приповерхностной фации глубинности тоже могли существовать конгру энтно плавящиеся системы почти чисто кальцитового состава.

Для карбонатитов более глубинных фаций, в особенности относительно «меланократового» состава, с сопоставимыми количествами кальцита и силикат но-рудных минералов, вопросы генезиса (механизма образования), решаются с бoльшим трудом. Тем не менее, применительно к высокотемпературным, «ранним» карбонатитам, разноплановые исследования склоняют к мнению о магматической природе этих пород. Наличие таких геологических признаков, как резкие, секущие контакты карбонатитов с вмещающими их породами кон трастного состава и, в особенности, установление явных признаков механиче ского перемещения ксенолитов снизу вверх по разрезу или в латеральном на правлении, позволяют делать заключение и об интрузивно-магматическом спо собе их образования. Завершающие стадии формирования карбонатитов, в кото рых фиксируются минералы типично гидротермальной природы – карбонаты и фторкарбонаты REE, сульфиды свинца, цинка, молибдена, наряду с отчетливыми признаками замещения минералов ранних ассоциаций позднейшими, например безводных силикатов водными, и рядом других, столь же уверенно позволяют от носить эти породы к заведомо метасоматическому способу формирования.

В ряде участков карбонатитов особенности механизма их формирования оказываются в известной связи с характером распределения в них полезной, главным образом фосфорно-редкометальной минерализации. Иногда это быва ет выражено в неявной форме, например, при преимущественном размещении пирохлоровой минерализации в контактах «меланократовых» карбонатитов, насыщенных останцами карбонатизированных щелочных пород. Однако, уста новлены случаи прямой, непосредственной связи между механизмом образова ния карбонатитов и особенностями распределения редкометальной минерали зации в них. Уточнение таких связей переводит проблему из чисто академиче ского аспекта в сугубо практическую область, определяя возможности прогноза и достоверности оценки этих пород как носителей полезной редкометальной минерализации. По-видимому, эти вопросы целесообразнее рассматривать на примере пород с наиболее контрастным характером распределения полезной минерализации как по составу, так и количественным показателям.

Проанализируем это на примерах нескольких разведанных и разносто ронне изученных карбонатитовых массивов Сибири.

Данная связь наиболее четко выражена в двух случаях – по отношению к танталониобатам с резко варьирующими отношениями ниобия к танталу в них и, соответственно, породах в целом, и, в другом, распределении в карбонатитах, обычно некальцитового, анкерит-доломитового состава, редкоземельной мине рализации вместе с минералами Sr и Ва, иногда флюоритом, сульфидами и др.

1. Первая проблема, тесно связанная с условиями концентрации в поро дах высокодефицитного тантала и определяющая возможности его промыш ленного извлечения из карбонатитов, характеризующихся существенным пре обладанием ниобия над ним, рассматривалась автором многократно и обобщена в недавней работе [Багдасаров, 2009].

Большинство карбонатитов так называемой «редкометальной фации», обычно принадлежащей ко второй стадии их формирования, содержит рассе янную пирохлоровую минерализацию, в отдельных случаях и при относитель но высоких содержаниях Nb2O5, обычно с «кларковым» для этих пород отно шением Nb:Ta, близким к 50-60, реже меньшим. Четких закономерностей ме жду предполагаемым механизмом образования карбонатитов и степенью кон центрации и составом этой минерализации в них не улавливается;

данный ме ханизм может быть любым. В ряде случаев в таких карбонатитах встречаются и участки со значительно меньшими отношениями данных элементов, до 9-12, с содержаниями Та2О5 в минералах до 4-8 % и выше, среди блоков с чисто ниобиевой минерализацией. Однако в тех случаях, когда карбонатиты данной Т-фации приобретают явные признаки метасоматического механизма форми рования, например, при развитии данных парагенезисов путем переработки субстрата ранних, нередкометальных пород, в целом сходного состава, в но вообразованных разновидностях возникает метасоматическая зональность, и развивается инфильтрационная метасоматическая колонка замещения, с четким обособлением зон с различным составом породообразующих сили катных и редкометальных минералов в каждой из них. В ходе кислотно основного взаимодействия на контакте вмещающего субстрата – ранних кар бонатитов или силикатной щелочной породы, и «карбонатитовой жидкости», происходит разобщение комплексных соединений, переносивших в растворе ниобий с ничтожной примесью тантала, с одной стороны, и сопоставимых ко личеств обоих элементов, в другой, во фронтальной части колонки. В результа те в этой части колонки кристаллизуются танталониобаты с отношением Nb:Ta от 4-5 до 2-3 к единице, в некоторых случаях даже до 1,2-1,1 : 1 (апосиенитовые альбит-кальцитовые карбонатиты Среднезиминского массива, апофенитовые карбонатиты Горноозерного массива в Сетте-Дабане, и немногие другие). Аб солютные содержания Та2О5 в породе достигают 0,07-0,08 мас. %, в единичных случаях – почти до 0,1 %, т.е. на уровне средних содержаний компонента в тра диционных чисто танталовых месторождениях других генетических типов.

В центральных частях колонки отношение Nb:Ta оказывается близким к «сред некларковому» для этой пары – 30-50, тогда как в тыловых ее частях, что в гео логичеком отношении соответствует центральным частям рудных тел, оно воз растает до 100-150 : 1 и выше. Очевидно, что приведенные «крайние» значения этих показателей, соответствующих разным частям колонки, резко контрасти руют с его средними, «кларковыми» значениями.

По-видимому, это единственный, реально существующий в карбонати товых массивах пример эффективного разделения ниобиевых и комплексных тантало-ниобиевых минералов, с соизмеримыми количествами этих элементов в них, приводящих к заметному относительно ниобия, и, соответственно, аб солютному накоплению тантала в рудных породах. Естественно, масштабы развития той или иной зоны метасоматитов, с преобладанием чисто ниобиевой и смешанной, тантало-ниобиевой минерализации в каждой из них, существен но варьируют.

2. Второй пример иллюстрирует еще более контрастный случай различия в условиях распределения минерализации в карбонатитах существенно различной природы и касается редкоземельной минеразизации, обычно вместе со Sr и Ва.

Карбонатиты гидротермально-метасоматической природы некальцитово го состава, обычно анкерит-доломитового, почти всегда сопровождаются ассо циацией REE-Sr-й минерализации, иногда почти чисто редкоземельной, часто с сульфидами, флюоритом. Уровень содержания этих минералов сильно варьи рует, колеблясь от существенно акцессорной, до 5-7 % (Горноозерный массив, Салланлатва и др.). Магматический, иногда и интрузивно-магматический спо соб образования карбонатитов анкерит-доломитового состава, кристаллизовав шихся при более высокой температуре – выше 500-550 °С, по-видимому, ис ключает возможность сколько-нибудь заметных концентраций в них REE карбонатных и фосфатных минералов.

В отдельных случаях подобные карбонатиты ряда массивов – Магана, Ырааса, Южного купола Гулинского комплекса содержат ничтожные концен трации всех редкометальных элементов, типохимичных для карбонатитов, кро ме стронция, рассеянного в составе их карбонатов. Например, на Магане их со держания уступают таковым для вмещающих карбонатно-кремнистых мета морфитов протерозоя.

В единичных случаях карбонатиты доломитового состава, принадлежа щие к фациям высоких температур, указанных выше, могут содержать относи тельно и не столь низкие количества редкометальных элементов – до 0,6 % REE, 1,8 % Sr и 0,09 % Ва (в металл., Черниговский участок, Украинское Приазовье).


Ведущим минералом-концентратором REE в них оказывается, однако, Се фергюсонит-броценит, весьма редкий в карбонатитах других массивов, в мень шей мере другие ниобаты, а не фтор-карбонаты. Значительных по размерам скоплений REE, превышающих уровень 0,7-0,9 % их оксидов, эти карбонатиты не содержат. По-видимому, и в этом случае основным фактором, ограничи вающим распространение редкоземельной минерализации, выступает темпера турный, определивший магматический характер формирования карбонатитов.

Приведенные примеры контрастного характера размещения редкометаль ных минералов – скоплений тантала, дающие необычайно высокие для карбо натитов его концентрации на фоне столь же относительно малых отношений Nb : Та в них, и ничтожно низкие содержания REE в анкерит-доломитовых кар бонатитах магматической природы, на фоне их иногда промышленных концен траций в породах гидротермально-метасоматического генезиса, демонстрируют в этих случаях ведущую роль генезиса карбонатитов при определении их рудо носности. Представляется, что этот фактор, ранее недостаточно учитывавший ся, может иметь более широкое распространение и в других разновидностях рудных и неминерализованных карбонатитах.

Литература 1. Багдасаров Ю.А. к геохимии тантала в карбонатитовом процессе // Геохимия. 2009.

№ 2. С. 174-185.

ТРАНСМАГМАТИЧЕСКИЕ ФЛЮИДЫ В ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ ЛИТОСФЕРЫ И ИХ РОЛЬ В ФОРМИРОВАНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ (опыт изучения современной динамики и флюидодинамики в нефтегазоносных регионах) М.В. Багдасарова ИПНГ РАН, Москва Bagdasarova 2008@yandex.ru Трансмагматические флюиды Д.С. Коржинского, без которых не могли про исходить процессы метаморфизма, метасоматоза и другие преобразования вулкани ческих и осадочных пород, побудили исследователей к их изучению. Интересными и важными оказались исследования Ф.А. Летникова и коллектива Института земной коры, которые показали основные закономерности формирования и влияния флю идного режима на метаморфические изменения пород, процессы гранитизации, а также их основной элементный состав и эволюцию в процессе формирования зем ной коры. Другие исследователи внимательно изучали проявления современного вулканизма и поствулканические гидротермальные системы, при которых транс магматические флюиды достигают поверхности в вулканических областях на суше и в акваториях, изменяя вмещающие породы и наглядно формируя рудные и неруд ные полезные ископаемые. Работы Г.И. Войтова показали, что глубинный флюид ный поток – водород и углеводороды проникает до поверхности по зонам глубин ных разломов в разных тектонических элементах Земли и его можно количественно оценить. Большое число работ посвящено анализу флюидных включений в минера лах и их комплексах, отражающих флюидный режим их образования на разных эта пах формирования рудных и нерудных полезных ископаемых при разных термоба рических условиях. Все эти работы позволяют получить конкретное представление о существовании глубинных флюидных систем в различных геологических ситуа циях и их влиянии на ход геологических процессов в верхней части литосферы. Они отражают различные формы процесса дегазации Земли, хотя интерпретация их ге нетической природы бывает неоднозначной. Влияние потоков глубинных флюидов стало осознаваться и геофизиками при интерпретации сейсмических материалов при изучении глубинного строения Земли.

Присутствие глубинных флюидных систем, разгружающихся по проницаемым зонам разломов из фундамента и более глубоких частей земной коры, а возможно и мантии, особенно отчетливо проявляется в нефтегазоносных бассейнах, как на древних платформах, так и в предгорных прогибах и межгорных впадинах. В зонах глубинных разломов, контролирующих нефтегазовые месторождения, обычны вторичных изме нений пород, связанных с проработкой их глубинными флюидными системами – трансмагматическими флюидами и формирование гидротермальных рудных месторо ждений иногда промышленного масштаба, а также месторождения нефти, газа и мине рализованных вод, являющихся неотъемлемой частью этих флюидных систем.

Контролирующая роль глубинных разломов в формировании нефтегазовых месторождений долгое время подвергалась сомнениям. В связи с этим в 70-е годы прошлого столетия были поставлены специальные исследования современной дина мики разломов и миграции флюидов в их пределах. Проводились многолетние ком плексные исследования современной геодинамики в нефтегазоносных регионах с разным геологическим строением на специальных геодинамических полигонах с це лью выявления разломов земной коры и их современной тектонической активности геофизическими и геодезическими методами [Сидоров, Багдасарова и др., 1989]. Од новременно изучались признаки миграции флюидов геофизическими и геохимиче скими методами, а также вторичные изменения пород осадочного разреза и фунда мента. Работы проводились в пределах Днепровско-Припятского авлакогена (струк туре рифтового типа на древней платформе), в Предкавказском краевом прогибе, За падной Сибири и других регионах. В результате работ было установлено, что залежи нефти и газа контролируются теми глубинными разломами, которые проявляют тек тоническую активность в настоящее время. К ним же приурочена и наиболее актив ная миграция (разгрузка) глубинных флюидных систем. Разгрузки проявляются в температурном поле и геохимических аномалиях, как в залежах нефти, так и в при поверхностных горизонтах, где проводились геохимические съемки и режимные на блюдения аномалий. Кроме того, установлено, что динамика литосферы в совокуп ности с разгрузками флюидов в наиболее проницаемых зонах разломов отражается в изменчивости во времени гравитационного и магнитного полей.

На рис. 1 показан пример динамики литосферы – вертикальных движений земной поверхности, замеренной многократным нивелированием, и изменчивости во времени гравитационного поля в пределах одного из пересечений речицкого разлома Припятской впадины. Нефтяные залежи здесь контролируются этим ре гиональным разломом и локализованы в карбонатных комплексах верхнего дево на, характеризующихся вторичной доломитизацией и вторичными кавернами и порами, возникшими в результате проникновения по трещинам глубинных гидро термальных растворов и возникновения гидротермального карста.. В верхнедевон ское время здесь установлены проявления основного, ультраосновного и щелочно го вулканизма – начало развития рифтовой системы в теле древнего щита и фор мирование как карбонатных так и соленосных толщ.

Современная динамика геологической среды и изменчивость во времени гра витационного поля в зоне Речицкого разлома свидетельствуют о том, что в зоне раз лома в настоящее время происходят процессы, связанные с изменчивостью плотно сти осадочного разреза. Геологическое строение месторождений этой зоны – наличие высокоамплитудных ступеней фундамента и раздувы соляных масс в зоне разлома, галитовый метасоматоз, вторичные изменения пород и изменчивость во времени гра витационного поля свидетельствуют о том, что и в настоящее время здесь происходят фазовые переходы в мигрирующих флюидных системах (например – переход соли из раствора в кристаллическое состояние, что и отражается в гравиметрических харак теристиках). Флюидные системы в девонских отложениях представлены рассолами, минерализация которых достигает 500 г/л, нефтью и газами разного состава.

Они содержат редкие щелочи (содержание стронция достигает 6,2 г/л), йод, бром, железо, марганец и другие рудные и нерудные элементы глубинной природы.

Рассолы как и нефти контролируются проницаемыми зонами разломов, распростра нены не повсеместно, а только вблизи трещинных зон, за пределами которых карбо натные толщи обладают высокой плотностью и практически непроницаемы. Расссо лы хлоридно-натриевые и хлоркальциевые, высоконапорные, встречены и в кристал лическом фундаменте. Они отличаются высоким содержанием гелия, водорода, а также азота и углеводородов [Кудельский и др., 1985]. Разгружаясь по проницаемым зонам разломов рассолы формируют соляные диапиры, как в Припятской впадине, так и в ДнепровскоДонецкой системе прогибов, где также установлены вулканиче ские породы основного состава в девонское время. Установлены подводные излияния лав и вулканические очаги в зонах глубинных разломов формирующих эти рифто генные структуры.

Рис. 1. Современные движения земной поверхности и изменчивость во времени гравитационного поля в северной части Припятской впадины по данным повторного нивелирования и повторных наблюдений гравитационного поля.

Условные обозначения: 1 – вертикальные движения земной поверхности;

2 – изменения во времени гра витационного поля;

3 – пункты наблюдений;

4-7 – базовые элементы движений для вычисления напря жений в фундаменте и осадочном чехле;

8 – геоло гические границы;

9 – отложения солей;

10-11 – кар бонатные комплексы верхнего девона;

12 – кристал лический фундамент;

13 – глубокие скважины;

14 – расчетные зоны тектонических напряжений в раз личные периоды;

15 – Речицкий и Первомайский разломы;

16 – тектонические зоны;

17 – нефтяные месторождения;

18 – прогнозные разломные зоны Изучение глубинного строения Припят ской впадины показало, что под северной струк турной зоной, где расположены основные ме сторождения и глубинные разломы проявляют наибольшую активность в современную эпоху, установлены зона пониженных скоростей про хождения сейсмических волн на глубинах 30, и 100 км [Гарецкий и др.,1987]. Анализ температурного поля показал, что в северной зоне впадины характерны наиболее высокие температуры, замеренные в осадочном чехле по глубоким скважинам. Таким образом, в Северной структурной зоне помимо более высокой современной активности глубинных разломов, характерно и более на пряженное температурное поле, что свидетельствует о более интенсивной разгрузке глубинных флюидных систем.

Современная динамика геологической среды и миграция флюидов внутри осадочного чехла до поверхности, что было установлено геохимическими съем ками по углеводородам и гелию, свидетельствуют о том, что процессы происхо дят и в настоящее время, что подтверждается исследованиями и в других нефте газоносных регионах.

Связь активной миграции глубинных флюидных систем с особенностями строения верхней части земной коры, которая теперь установлена во многих неф тегазоносных регионах, позволяет считать эти разгрузки глубинными флюидными системами – современными гидротермами, которые проникая в осадочный чехол изменяют породы. Они аналогичны наблюдаемым «курильщикам» в рифтовых зонах океанов – мощным фонтанам горячих рудоносных рассолов, поднимающих ся в зонах разломов после проявлений основного вулканизма. Эти системы содер жат углеводороды и многие рудные и нерудные элементы, которых нет во вме щающих породах, продвигаются вверх по разрезу, создают себе емкостное про странство, а также формируют и изолирующие свойства (процессы ангидритиза ции, вторичной кальцитизации, окремнения) пород [Багдасарова, 1997, 2000].

Проявление гидротермальной деятельности в Припятской и Днепровско Донецкой впадинах в последевонское время установлены по многочисленным ру допроявлениям в приштоковых зонах соляных куполов. В газах некоторых струк тур установлены пары ртути, а в кернах глубоких скважин выявлены обширные обеленные зоны диккитизации терригенных пород карбона подобно таковым на широко известном Никитовском месторождении ртути в Донбассе.

Таким образом, в постмагматический этап после излияний основных, ульт раосновных и щелочных магм при активизации разломов на поверхность прони кают флюидные системы – те самые трансмагматические флюиды, которые в виде газогидротермальных факелов обогащают или океан или осадочные толщи рассо лами, газом и нефтью и содержат множество полезных элементов, являясь одним из видов дегазации глубинных сфер Земли.

Другой тип глубинных флюидных систем связан с более кислым андезитовым магматизмом. В условиях мощного осадконакопления в мезозойскую и кайнозой скую эпохи (предгорные прогибы и Западная Сибирь) постмагматические гидротер мальные системы характеризуются обилием воды и существенно более низкой мине рализацией водных растворов преимущественно гидрокарбонатно-натриевого соста ва с нефтью и газами разного состава. Они изучались нами в пределах Терско Каспийского прогиба и в Западной Сибири. Эти территории характеризуются более интенсивной современной динамикой, сейсмичностью и разгрузками флюидных сис тем вплоть до поверхности в виде горячих минеральных вод с газом и нефтью. Здесь также разгрузки контролируются глубинными разломами, отражаются в изменчиво сти геофизических полей, а вулканические события в прилегающих орогенных об ластях характеризуются обилием, пеплов и терригенного материала. В постмагмати ческий этап характерен грязевой вулканизм (наземный и субаквальный).

Интересно, что активная современная динамика этих территорий определя ется прежде всего миграцией и геохимическими преобразованиями флюидных систем – взрывами на разных глубинах при формировании воды и углеводородных систем, о чем уже начали догадываться некоторые геохимики.

Литература 1. Сидоров В.А., Багдасасарова М.В.,Атанасян С.В. и др. Современная геодинамика и нефтегазоносность. Изд-во АН СССР, 1989. 200 с.

2. Кудельский А.В., Шиманович В.М., Махнач А.А. Гидрогеология и рассолы Припят ского нефтегазоносного бассейна. Минск : Наука и техника, 1985. 223 с.

3. Гарецкий Р.Г., Клушин С.В. Глубинное строение и нефтегеологическое районирова ние Припятского прогиба // Докл. АН БССР. 1988. Т. 32. № 1. С. 49-52.

4. Багдасарова М.В. Роль гидротермальных процессов при формировании коллекторов нефти и газа // Геология нефти и газа. 1997. № 9.

5. Багдасарова М.В. Современные гидротермальные системы и их связь с формировани ем месторождений нефти и газа // Фундаментальный базис новых технологий нефтяной и га зовой промышленности. Изд-во ГЕОС, 2000. С. 100-115.

ЗОНЫ-ПРИЗРАКИ В МНОГОКОМПОНЕНТНОЙ МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ В.Н. Балашов1, П.Ч. Лихтнер EMS Energy Institute, Pennsylvania State University, University Park, PA 16802 USA Los Alamos National Laboratory, Los Alamos, NM 87545, USA Исчезающие зоны или зоны-призраки были впервые предсказаны Д.С. Коржинским в «Теории метасоматической зональности» [1959]. В случае чисто инфильтрационной зональности зона-призрак является зоной нулевой мощ ности, которая тем не менее равновесно влияет на состав раствора в направлении фильтрации. Детальная теория зоны-призрака для двухкомпонентных систем бы ла развита Лихтнером и Балашовым [1991, 1993]. Ряд частных решений много компонентной инфильтрационной зональности с зонами-призраками был пред ставлен в [Балашов, Худяев, 1994]. В настоящем сообщении представлены общий алгоритм расчёта локально-равновесной инфильтрационной зональности с зоной призраком, анализ и численное решение для структуры зоны-призрака в диффузи онно-конвективной локально-равновесной задаче, и кинетические численные ре шения для зональной структуры с зоной-призраком.

Решение и анализ диффузионно-конвективной задачи при локальном равно весии показывает, что при учёте диффузии зона-призрак обнаруживает себя как стационарная зона конечной мощности, D eff f l = (1) ln f vD где D eff – коэффициент диффузии через пористую среду, v D – скорость фильт рации Дарси, f = vg vg, vg – скорость движения зоны-призрака, vg – скорость r r движения расположенной в направлении фильтрации зонной границы, рассчи танной обычным образом, в отсутствие учёта зоны-призрака. Величина f яв ляется функцией флюидных равновесных концентраций на границах зоны призрака;

и концентрации полностью исчезающего минерала в примыкающей минеральной зоне, расположенной по направлению фильтрации.

В кинетической континуальной (макрокинетической) модели зональности локальное равновесие соответствует бесконечно большим константам химических реакций минерал – раствор. В реальном случае конечных кинетических констант зональность в относительном масштабе неограниченно приближается во времени к локально-равновесной зональности. Поэтому все нормальные потенциально бесконечно-протяжённые зоны, начиная с определённого момента, практически достигают равновесного состояния. Однако локально-равновесная зона-призрак является объектом конечного размера и соответствует стационарному решению типа бегущей волны. Поэтому проявление зоны-призрака в макрокинетическом решении неоднозначно. Одним из возможных вариантов может быть стационар но-кинетическое решение, соответствующее зоне-призраку.

В настоящем сообщении мы рассматриваем локально-равновесное и ки нетическое решения для иллитовой зоны-призрака в диффузионно конвективной зональности характерной для уранового месторождения в Покос Де Калдос (Бразилия). Кинетические расчёты были выполнены по программе Флотран [Лихтнер, 1992].

В рассматриваемой модели исходная фонолитовая порода состоит из 49 об.% калиевого полевого шпата и 34 об.% иллита. Состав воздействующего водного раствора 10-5, 3·10-5, 3.4·10-4 и 10-6 моль/кг, соответственно, KCl, NaCl, CO2 aq и SiO2;

с переменным содержанием (1-4)·10-4 моль/кг HCl.

Локально-равновесные и кинетические расчёты при 25 °C и 1 бар показы вают, что при pH 3.7 и ниже в зональности возникает иллитовая зона-призрак:

исходный раствор | Gbs | Ka;

Gbs | Ill, призрак |Ill;

Kfs.

Локально-равновесное решение этой проблемы осложняется нетривиаль ным поведением гиббсита (Gbs) в Ka + Gbs зоне: Gbs отсутствует на фронте воз никновения иллита. В непосредственной диффузионной области этого фронта по направлению фильтрации зона сложена чисто каолинитом. Таким образом Gbs растворяется в Ka + Gbs зоне не достигая иллитового фронта. Это обстоятельст во объясняется тем, что осаждение – растворение гиббсита определяется соот ветствующим изменением параметра a Al 3+ / a H + внутри Ka + Gbs зоны.

Сопоставление кинетического и локально-равновесного расчётов для pH исходного раствора 3.665 представлено на рис. 1. Скорость фильтрации Дарси составляла 1 м/год, величина эффективного коэффициента диффузии 6·10-6 см2/с. Расчёт показывает, что локально-равновесная мощность иллито вой зоны-призрака составляет 5.4 см. Гиббсит присутствует в Ka + Gbs зоне с небольшим содержанием 2.3 об.% и полностью исчезает на расстоянии 23 см от начала иллитовой зоны-призрака.

Рис. 1. Теоретическое моделирование метасоматической зональности с зоной-призраком при 25 °C, pH исходного раствора 3.655: локально-равновесное и кинетическое решения. Кинетические решения соответствуют плавным кривым Кинетический образ зоны-призрака по прошествии 100,000 лет отвечает резкому обогащению иллитом фронта каолинитизации исходной породы, рис. 1. При этом кинетическая зона, обогащённая иллитом достигает мощности 0.5 м, т.е. на порядок величины превышает локально-равновесную мощность иллитовой зоны-призрака. Таким образом в рассмотренном случае наблюдается кинетическое “уширение” зоны-призрака.

Зоны-призраки могут иметь большое значение для формирования рудных месторождений высокого содержания металлов. В пределах зоны-призрака на небольшом расстоянии происходит существенное изменение интенсивных па раметров, т.е. зона-призрак является высоко градиентной зоной и, таким обра зом, представляет собой геохимический барьер рудообразования. В частности для рассмотренного случая при локальном равновесии pH раствора на расстоя нии 3 см от иллитовой зоны-призрака в Ka + (Gbs) зоне равен 3.9, на границе с иллитом pH = 5.4, и через 5.4 см, на фронте Ill | Kfs + Ill, pH = 6.5.

Литература 1. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. 1-е изд. М. : Наука, 1959. 104 с.

2. Балашов В.Н., Лихтнер П.Ч. Исчезающие зоны в инфильтрационной метасоматиче ской зональности, Доклады Акад. Наук СССР, 1991. 321. C. 1242-1246.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 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.