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 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 3 ] --

3. Балашов В.Н., Худяев В.С., Численное моделирование инфильтрационной метасома тической зональности при условии локального равновесия: Программа EHS, Эксперимен тальные проблемы геологии, Ед. В.А.Жариков, В.В.Федкин, М. : Наука, 1994. С. 456-478.

4. Lichtner P.C. and Waber N. Redox front geochemistry and weathering: theory with applica tion to the Osamu Utsumi uranium mine, Poos de Caldas, Brazil, Journal of Geochemical Explora tion, 1992. 45. P. 521-564.

5. Lichtner P.C. and Balashov V.N., Metasomatic Zoning: Appearance of Ghost Zones in the Limit of Pure Advective Mass Transport, Geochimica et Cosmochimica Acta, 1993. 57. P. 369-387.

УНИКАЛЬНЫЕ ИНДИКАТОРНЫЕ ВОЗМОЖНОСТИ ЦЕРИЯ В ЦИРКОНАХ РАЗНОГО ГЕНЕЗИСА Ю.А. Балашов1, С.Г. Скублов ГИ КНЦ РАН, Апатиты, balashov@geoksc.apatity.ru;

ИГГД РАН, Санкт-Петербург, skublov@mail333.com В последнее десятилетие резко возросло внимание к геохимическим и гео хронологическим особенностям цирконов из различных пород в связи с расши рением поиска и обоснования возможных генетических построений на базе этого минерала для расшифровки происхождения и оценки характера процессов, от ветственных за дифференциацию отдельных элементов, наблюдаемых в цирко нах и вмещающих породах. Особая важность подобных работ очевидна для вы яснения происхождения детритовых или захваченных цирконов в наиболее древних породах коры. Для генетических построений обычно используются ред кие элементы и изотопы, присутствующие в цирконах (РЗЭ, Th, U, 18O, Pb, Hf, Sr, Ba, Nb, P и другие). Поскольку концентрация отдельных элементов в цирко нах значительно варьирует даже при выборке из одной и той же породы [Hoskin, Kinny et al., 2000;

Hoskin, 2005 и др.], для достоверной оценки распределения элементов всегда необходимо опираться на серию анализов. Это, в свою очередь, позволяет определить диапазон вариаций и оценить динамику распределения от дельных элементов в цирконах того или иного генезиса.

Обращаясь к геохимии РЗЭ, которые традиционно рассматриваются как наиболее перспективные при изучении цирконов [Федотова и др., 2008], мы представляем новую информацию по магматическим (ядра) и метаморфиче ским (оболочки) разностям цирконов из щелочных гранитов Понойского мас сива Кейвской структуры (Кольский полуостров), на примере которых рассмат риваются индикаторные возможности РЗЭ для разграничения их поведения в магматических и вторичных наложенных процессах.

Магматические цирконы имеют возраст (определенный на ионном микрозонде SHRIMP-II в центре изо топных исследований ВСЕГЕИ), равный 2666±10 млн лет, а метаморфические – 1802±22 млн лет. Обе популяции цирконов представлены выборкой (по пяти цирконов) из одной и той же пробы, для которой данные по РЗЭ получены на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН. Это позволяет оценить ре альный масштаб вариаций по отдельным элементам (рис. 1). Оказалось, что среди магматических разностей Cе характеризуется максимальной стабильно стью, а для метаморфической популяции Cе является наиболее стабильным среди всех легких лантаноидов. Если учитывать возможность существования Се в исходном магматическом расплаве в двух формах, соотношение которых определяется P-T-O2 потенциалом расплава, конкретно регулирующим исход ное соотношение Ce+4/Се+3 в магматической системе, то очевидно, что Се+4 и Ce+3 должны входить в магматические цирконы в соответствии c особенностя ми кристаллической структуры минерала, которая благоприятна для избиратель ного извлечения и накопления только Се+4 при изоморфном замещении Zr+4.

Действительно, согласно размерности элементов () [Shannon, 1976] в струк туре цирконов в восьмерной координации это отвечает оптимальной возмож ности изоморфного замещения только для Се+4 (ионные радиусы: Zr+4 – 0. и Сe+4 – 0.97) сравнительно с Ce+3 и другими лантаноидами и Y (La+3 – 1.16, Ce+3 – 1.143… Lu+3 – 0.977). Следовательно, аномалия Се в цирконах – суммар ный эффект влияния двух факторов – расплава и структуры циркона. Подобное рассуждение должно быть справедливым и для метаморфической популяции цирконов с тем лишь различием, что отношение Ce+4/Се+3 при метаморфизме должно подчиняться иным соотношением P-T-O2-параметров, свойственным вторичным процессам преобразования или роста цирконовых оболочек.

KV = максимум / минимум Met Ign La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Y Er Tm Yb Lu Рис. 1. Контрастность распределения РЗЭ и Y (KV – коэффциент вариаций) в магматических (Ign) и метаморфических (Met) цирконах Понойского массива Используя концентрацию отдельных легких РЗЭ, не трудно рассчитать соотношение Сe+4/Ce+3 в цирконах, так как по нормированному (по С1 хонд ритам) отношению трехвалентных (La+Pr) x 0.5 определяется нормированная концентрация Ce* = {Ce+3}, а избыток {Ce – Ce+3} = {Сe+4}. Полученные та ким путем отношения Ce+4/Се+3 для магматических цирконов показаны на рис. 2. Для Понойских щелочных гранитов отмечается резкое преобладание Сe+4 (в 3-36 раз) сравнительно с Ce+3. При этом для Сe+4 отмечается достаточ но стабильная концентрация (21.5-32.9 ppm, т.е. изменения в 1.5 раза) сравни тельно с Ce+3 (0.6-8.5 ppm, т.е. изменения в 14 раз). Это соответствует в сред нем отношению Сe+4/Ce+3 = 7.0. Аналогичное различие в распространенности Сe+4 и Ce+3, для примера, отмечается в магматических цирконах из диоритов и аплитов Австралии – в среднем отношение Сe+4/Ce+3 = 14.6 и 29, а также в древнейших детритовых цирконах хадея – в среднем около 13 (рис. 2). Во всех случаях преобладание Сe+4 в магматических цирконах не вызывает сомнений.

Но различие между магматическими породами указывает на вариации термо динамических условий при генерации цирконов из разных типов пород, что открывает возможность для более детального изучения корреляции значений Сe+4/Ce+3 с P-T-O2-параметрами исходных расплавов.

Ce, ppm HADEAN +4Ce P +4Ce Apl +4Ce DI +4Ce HADEAN +3Ce Apl +3Ce P +3Ce DI +3Ce 0. 0 1 2 3 4 5 6 Рис. 2. Динамика распределения Сe+4 и Ce+3 в магматических цирконах елочных гранитов Понойского массива (P: 1-4,1;

2-1,1;

3-7,1;

4-3,1;

5-2,1;

6-1,2), аплитов (Apl) и диоритов (DI) плутона Богги Плейн, Австралия [Hoskin, 2005;

Hoskin et al,2000], детритовых цирконов (m2-17 и m2-31) раннего хадея (HADEAN) [Peck et al, 2001], относимых к магматическим [Hoskin, 2005] Подобный анализ распределения Се возможен для вторичных процессов генерации цирконов (рис. 3.). В цирконах амфиболитовой фации метаморфизма Понойского массива отношение Сe+4/Ce+3 чрезвычайно изменчиво (0.35-35.4, но в среднем = 1.29). За счет вариаций Ce+3 эти цирконы разделяются на две груп пы с низким (1-5 ppm) высоким (30-48 ppm) его содержанием. Если это сопос тавить с гидротермальными цирконами Австралии, то в последних фиксируется высокое содержание обеих форм Cе, что реализуется в формировании доста точно стабильного отношения Сe+4/Ce+3 = 0.77-2.32 (в среднем 1.11).

Ce, ppm Apl +3Ce HADEAN +4Ce Apl +4Ce HADEAN +3Ce P +4Ce P +3Ce 0 1 2 3 4 Рис. 3. Динамика распределения Сe4+ и Ce3+ в метаморфических цирконах щелочных гранитов Понойского массива (P: 1-7,2;

2-1,3;

3-4,2;

4-2,2;

5-3,2), «гидротермальных» цирконах аплитов (Apl) плутона Богги Плейн, Австралия [Hoskin, 2005;

Hoskin et al., 2000] и в высоко-Th детритовых цирконах раннего хадея [Peck et al., 2001], рассматриваемых как вторичные образования [Hoskin, 2005] Тот же уровень отмечается для измененных детритовых цирконов ранне го хадея – Сe+4/ Ce+3 = 1.5-2.5 (в среднем = 2). Итак, для всех вторичных форм преобразования цирконов отмечается иная динамика с явным относительным обогащением Ce3+. Так как в магматических цирконах отношение Сe+4 / Ce+3 на порядок (7.0-29) превышает значения во вторичных цирконах (1.1-2), то кон трастность этого отношения следует рассматривать как очень эффективный геохимический индикатор при оценке генезиса любых цирконов, резко превы шающий возможности использования других РЗЭ тем более, что остается еще перспектива более конкретного сопоставления Сe+4/Ce+3 с петрологическими критериями P-T-O2.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты 07-05-00572-а и 07-05-00759-а).

Литература 1. Федотова А.А., Бибикова Е.В., Симакин С.Г. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохронологических исследованиях // Геохимия. 2008. № 9. С. 980-997.

2. Hoskin P.W.O. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Ha dean zircon from the Jack Hills, Australia // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. No. 3. P.

637-648.

3. Hoskin P.W.O., Kinny P.D., Wyborn D., Chappell B.W. Identifying accessory mineral satu ration during differentiation in granitoid magmas: an integrated approach // J. Petrology. 2000.

V.41. No. 9. P. 1365-1396.

4. Peck W.H., Valley J.W., Wilde S.A., Graham C.M. Oxigen isotope ratios and rare earth elements in 3.3 to 4.4 Ga zircons: ion microprobe evidence for high 18O continental crust and oceans in the Early Archean // Geochim. Cosmochim. Acta. 2001. V. 65. № 22. P. 4215-4229.

5. Shannon R.D. Revised effective ionic radii and systematic studies of interatomic distances in halides and chalcogenides // Acta Crystallogr.1976. A 32. P. 751-767.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ И АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ КАК ПОКАЗАТЕЛЬ УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ ГРАНИТОИДОВ Cu-Mo-ПОРФИРОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ (СИБИРЬ, МОНГОЛИЯ) А.Н. Берзина, А.П. Берзина, В.О. Гимон ИГМ СО РАН, Новосибирск, berzina@uiggm.nsc.ru На основании результатов микрозондового анализа породообразующих и акцессорных минералов (амфибол, биотит, мусковит, хлорит, апатит) гранитои дов Cu-Mo-порфировых месторождений Сибири и Монголии проведены рассче ты физико-химических параметров их формирования (температура, давление, фугитивность кислорода, соотношение доли хлора и фтора во флюидах). Рас смотрены месторождения медного (Эрдэнэтуин-Обо, Монголия;

Аксуг, Тува) и молибденового (Сора, Кузнецкий Алатау;

Жирекен и Шахтама Восточное Забай калье). Общей особенностью рассматриваемых месторождений является про странственная и временная связь оруденения с комплексом порфировых пород, которые в виде штоко- и дайкообразных тел располагаются среди более ранних по возрасту интрузивных массивов (гранитоиды, габброиды). Эти две породные ассоциации (комплексы) петрогенетически автономны и развиваются с возрас тным разрывом на уровне 20-30 млн лет.

Амфиболы установлены в гранитоидах всех изученных месторождений и представлены, в основном, магнезиальной роговой обманкой, реже магнезиога стингситом, чермакитовой роговой обманкой, эденитом. Преобразованные ам фиболы представлены, в основном, актинолитом, реже тремолитом. Актинолит и тремолит чаще встречаются в породах порфировых комплексов, с которыми на месторождении связывается развитие рудно-метасоматических образований.

Их формирование, очевидно, можно связывать с проявлением позднемагмати ческих и постмагматических процессов, сопровождающих развитие рудонос ных порфировых комплексов. Биотиты изученных месторождений характери зуются высокой долей флогопита (Xph = 0.46-0.70). В измененных породах био тит обычно преобразуется в более магнезиальную разность и в нем повышается содержание фтора. На всех изученных месторождениях отмечается метасома тический биотит, его образование связано с калиевым метасоматозом, приво дящим к появлению ассоциации кпш+биотит+кварц. Светлые слюды на ме сторождениях представлены минералами ряда мусковит-фенгит с содержанием фтора 0.02-0.45%. Хлориты наиболее распространены на месторождениях медного профиля и представлены рипидолитом и брунсвигитом. В хлоритах присутствует фтор на уровне 0.7-0.66 %, хлор микрозондовым анализом не ус тановлен. Во всех исследованных хлоритах (рипидолит, брунсвигит) постоянно присутствует F (от 0.09 до 0.66 мас.%);

содержание Cl ниже чувствительности (0.01-0.02%) микрозондового анализа. Апатиты всех месторождений характе ризуются значительными содержаниями фтора (до 3.5%), хлор установлен в апатитах всех месторождений, за исключением некоторых образцов Соры.

С учетом экспериментальных данных [Munoz, 1992;

Holland and Blundy, 1994] и данных микрозондового исследования амфиболов, биотитов и полевых шпатов оценены температуры формирования гранитоидов на стадии кристалли зации этих минералов (Табл. 1). Полученные данные по биотитам и амфиболам хорошо согласуются между собой и, очевидно, свидетельствуют о том, что эти минералы кристаллизовались близко во времени. Преобладающие давления по амфиболовому барометру [Schmidt, 1992] при становлении гранитоидов состав ляли 2-3 кбар с отдельными отклонениями в область более низких и более вы соких давлений. В гранитоидах изученных месторождений в парагенезисе на ходятся амфибол, магнетит, титанит и кварц, что свидетельствует о высокой фугитивности кислорода и позволяет приблизительно провести ее оценку [Wones, 1999], используя данные полученные при расчетах температур и давле ний по амфиболам. Рассчитанные значения lgfO2 для месторождений находятся в интервале 9.4… 19.7.

В развитии Cu-Mo-порфировых рудно-магматических систем важхую роль играют летучие компоненты, в частности фтор и хлор. Особенности ре жима галогенов при развитии магматизма в отдельных рудных узлах в целом отражаются распределением F и Cl во всех исследованных галогенсодержащих минералах. Минералы порфиров рудоносного комплекса по сравнению с более древними вмещающими гранитоидами массивов, как правило, отличаются бо лее высокими концентрациями фтора. Эта закономерность отчетливо видна по рассчитанным значениям [Aksyuk, Zhukovskaya, 1994] молярности HF (MHF) магматогенных флюидов, сосуществующих с биотитом вмещающих гранитои дов и пород рудоносных порфировых комплексов (Табл. 1). Для хлора, концен трации которого в исследованных минералах, как правило, значительно ниже, такая закономерность проявлена менее четко. При этом рассчитанные отноше ния XHCl/XHF для флюида, сосуществующего с апатитом [Коржинский, 1981] и отношения фугитивностей fHCl / fHF для флюида, сосуществующего с неизменен ным биотитом для порфировых комплексов в среднем выше, чем для вмещаю щих. Определенная корреляция концентраций F и Cl во флюиде изученных ме сторождений устанавливается с величиной Cu/Mo отношения в рудах. Для су щественно молибденовых месторождений, характеризующихся широким про явлением кислых пород с повышенной калиевостью и интенсивностью разви тия в рудных узлах ранней высокотемпературной постмагматической калишпа тизации.чащев целом характерна повышенная роль фтора, для существенно медных – хлора.

Сосуществующие с биотитами и апатитами метасоматизирующие раство ры отличаются от магматогенных флюидов, рассчитанных по таким же минера лам рудоносных порфиров, существенным снижением параметров fHCl/ fHF и XHCl / XHF. При интенсивном развитии на Cu-Mo-порфировых месторождениях метасоматических процессов разложение галогенсодержащих породообразую щих (амфибол, биотит) и акцессорных (апатит) минералов при калишпатизации и особенно при кварц-серицитовом изменении и пропилитизации приводило к значительному высвобождению F и еще в большей степени Cl, что могло оказать существенное влияние на общий баланс галогенов в рудно-метасоматической системе. Это, очевидно, является одной из причин появления высококонцен трированных (до 60% – NaCl экв.) растворов на крупных существенно медных месторождениях с массовым развитием пропилитизации и кварц-серицитового изменения (практически полное высвобождение хлора из темноцветных мине ралов вмещающих пород). На существенно молибденовых месторождениях с проявлением кварц-биотит-калишпатового изменения, где Сl часто фиксиру ется во вторичном биотите, концентрация растворов заметно ниже (например, на Соре – до 16-20% NaCl экв.).

Таблица Параметры формирования гранитоидов Cu-Mo порфировых месторождений Эрдэнэтуин Комплекс Аксуг Жирекен Шахтама Сора Обо Т °С (амфибол) вмещающий 700-960 720-800 680-850 610-750 720- рудоносный 710-770 630-770 740 720-840 790- Т °С (биотит) вмещающий 550-800 755-950 570-780 630-910 600- рудоносный 650-860 740-825 790-920 680-820 710- P, кбар (амфибол) вмещающий 1.3-5.4 2.3-3.1 2.7-5.7 0.8-1.6 1.5-4. рудоносный 0.7-4 1.1-2.8 2.6 1.7-5.4 0.9-5. -lgfO2 (амфибол) вмещающий 9.4-16.0 13.7-15.9 11.9-17 15.2-19.7 11.6-15. рудоносный 14.1-16.3 14.3-19 15.3 12.2-15.9 13.0-13. MHF, моль/дм3 (биотит) вмещающий 0.003-0.0014 0.0065-0.0089 0.004-0.0056 0.0026-0.003 0.0045-0. рудоносный 0.0069-0.0054 0.007-0.008 0.0068-0.0088 0.0024-0.0036 0.0154-0. lg(fHCl /f HF) (биотит) вмещающий 3.2-3.9 2.76-3.6 1.91-3.24 2.55-4.35 1.82-2. рудоносный 3.5-4.1 3.18-3.9 3.08-3.5 3.21-4.06 1.84-2. метасоматиты 2.40-3.10 2.90-2.7 1.90-2.05 1.95-3.02 0.67-0. lg(XHCl/XHF)(апатит) вмещающий 1.7-2.1 1.11-2.4 0.49-1.57 0.8 0. рудоносный 1.9-2.3 1.25-1.93 0.91-2.48 1.21-1.96 0. метасоматиты 0.8-1.4 0.66-1.25 0.50-1.1 0.93-1.22 0. В медно-молибденовых рудных узлах рудоносные порфировые комплексы завершают длительно развивающийся многоимпульсный гранитоидный магма тизм. При этом происходит увеличение потенциальной рудопродуктивности магм с переходом от малоперспективного оруденения (Cu-Mo-скарнового;

кварц жильного;

рассеянного в метасоматитах и др.) в начальные периоды развития магматизма к промышленно важному медно-молибден-порфировому на позднем этапе. С учетом коэффициентов распределения F и Cl в системах: биотит-расплав и амфибол-расплав концентрации этих компонентов в рудоносном порфировом расплаве оцениваются соответственно на уровне: 0.10-0.30 и 0.07-0.15 мас.% для рудных узлов с повышенной ролью фтора;

0.05-0.20 и 0.4-0.6 мас.% для ос тальных узлов. Для гранитоидных расплавов, формирующих вмещающие масси вы, содержания фтора ниже на 0.01-0.05 мас.%;

по хлору они несколько откло няются от “порфировых” расплавов в ту и другую сторону. Отмеченные незна чительные различия по концентрациям галогенов в этих расплавах свидетельст вуют, очевидно, о зависимости их рудопродуктивности от эволюции расплавов в различных структурных обстановках проявления магматизма. Рудопродуктив ность порфировых расплавов может быть связана с их эволюцией в относитель но открытой магматической системе, способствующей повышенной миграции летучих, О последнем свидетельствуют, в частности, широкое развитие на Cu Mo-порфировых месторождениях эксплозивных брекчий (пространственно тесно ассоциирующих со штокообразными телами порфиров). Общая повышенная роль галогенов в магматогенных флюидах рудоносных порфировых комплексов явля ется одной из предпосылок высокой рудопродуктивности Cu-Mo-порфировых рудно-магматических систем, которая в благоприятных условиях может реали зоваться в формировании крупномасштабных месторождений. С учетом уста новленных особенностей распределения галогенов в магматических и метасо матических образованиях рассматриваемых Cu-Mo-порфировых месторожде ний можно предполагать два типа их источников: глубинный (мантийный и/или в результате переработки галогенсодержащих пород субстрата при магматиче ских процессах) и метасоматический (за счет гидротермального преобразования вмещающих пород).

Литература 1. Коржинский М.А. Апатитовый твердый раствор как индикатор летучести HCl и HF в гидротермальном флюиде // Геохимия. 1981. № 5. С. 689-706.

2. Aksyuk A.M., Zhukovskaya T.N. Experimental calibration of the phlogopite fluorimeter at 500-700 C and 1-4 kbar, and estimated HF concentrations of fluids associated with marble: some examples // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. № 20. P. 4305-4315.

3. Holland T., Blundy J. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on am phibole-plagioclase thermometry // Contrib. Mineral. Petrol. 1994. 116. P. 433-437.

4. Munoz J.L. Calculation of HF and HCl fugacities from biotite compositions: revised equa tions // Geol. Soc. Am.,

Abstract

Programs, 1992. 24. A221.

5. Schmidt M.V. Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of an Al-in-hornblende barometer // Contrib. Mineral. Petrol. 1992. 110. P. 304-310.

6. Wones D.R. Significance of the assemblage titanite+magnetite+quartz in granitic rocks // American Mineralogist. 1989. 74. P. 744-749.

СОРСКИЙ Cu-Mo- ПОРФИРОВЫЙ МАГМАТИЧЕСКИЙ ЦЕНТР (КУЗНЕЦКИЙ АЛАТАУ): Pb-ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ И СУЛЬФИДОВ А.П. Берзина1, А.Н. Берзина1, Р.Ш. Крымский2, В.О. Гимон ИГиМ СО РАН, Новосибирск, berap@uiggm.nsc.ru;

ВСЕГЕИ, ЦИИ, Санкт-Петербург, isotrend@mail.ru Проведено изучение изотопного состава Pb полевых шпатов и сульфидов Сорского полихронного магматического центра (СМЦ), вмещающего одно именное Cu-Mo-порфировое месторождение, с целью выяснения взаимоотно шений между породами разного состава и возраста, связи с ними оруденения и установления источника Pb.

СМЦ, расположенный в северной части Уйбатского плутона (Кузнецкий Алатау), включает плутоногенные образования (вмещающий магматический комплекс) и локализованные в них штоки и дайки порфирового комплекса с медно-молибденовым оруденением. Кузнецкий Алатау (северо-западный фланг Алтае-Саянской складчатой области) интерпретируется как островодужный террейн. Формирование Уйбатского плутона произошло в связи с коллизией террейна и Сибирского континента в позднем кембрии-раннем ордовике. Со гласно современным представлениям развитие Алтае-Саянской области от кем брия до девона включительно во многом обусловлено непрерывным развитием «горячей точки» в этом временном интервале и воздействием плюма на лито сферу континентальной окраины.

Породы Уйбатского плутона образуют непрерывную габбро-гранитную се рию. Согласно геохронологическим (Ar-Ar) определениям формирование монцони тоидов произошло в интервале 480-460 млн лет, лейкогранитов – 440-420 млн лет [Сотников и др., 2001]. Порфировый комплекс представлен дайками монцогаб бро-, монцодиорит-, сиенит-порфиров (405-402 млн лет) и штоко-, дайкообразны ми телами рудоносных гранит-порфиров (389-388 млн лет). Породы вмещающего и порфирового комплексов пересекаются многочисленными пострудными дайка ми диабазов, дацитовых порфиритов, плагиопорфиров и сиенит-порфиров, кото рые рассматриваются как комагматы девонских рифтогенных вулканитов. Сопря женность во времени магматизма СМЦ с внутриплитной активностью в Алтае Саянской складчатой области позволяет предполагать, что длительный многоим пульсный магматизм СМЦ инициирован мантийным плюмом.

Временной разрыв между вмещающим и порфировым комплексами состав ляет около 15 млн лет. Вместе с тем комплексы представлены породными ассо циациями, близкими по минеральному составу и петрогеохимическим характери стикам. Вмещающие лейкограниты и рудоносные гранит-порфиры сопровожда ются однотипными гидротермальными изменениями (калишпатизацией, альбити зацией, серицитизацией) и характеризуются общей металлогенической специали зацией на медь и молибден. С лейкогранитами ассоциируют Cu-Mo скарновая ми нерализация (в контакте с карбонатными толщами) и Cu-Mo рассеянное орудене ние в калишпатовых метасоматитах. Становление порфирового комплекса завер шилось формированием Сорского медно-молибденового месторождения.

Измерения изотопного состава Pb в полевых шпатах магматических по род и сульфидах (молибдените, халькопирите и пирите) из кварцевых прожил ков проводились на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре TRITON (ЦИИ ВСЕГЕИ) в статическом режиме. Величина измеренного меж дународного стандарта соответствовала: NIST-981 206Pb/204Pb=16.937±0.011, Pb/204Pb=15.492±0.017, 208Pb/204Pb=36.722±0.017. Бланк (холостой опыт) во время проведения анализов не превышал 0.02 нг для Pb. Результаты определе ния изотопного состава Pb приведены на рис. 1, А.

Рис. 1. Pb-изотопные отношения в полевых шпатах магматитов и сульфидах кварцевых жил СМЦ (А) в сравнении с Cu-порфировыми месторождениями рудного пояса Гэнгдезе (Gangdese), Китай (Б) и главными изотопными резервуарами (В) Б: Pb-изотопные отношения в рудоносных порфирах Гэнгдезе [Qu et al., 2007];

кри вые изотопной эволюции Pb по [Zartman, Doe, 1981];

В: поля DMM, BSE, EM I, EM II, MORB по [Zindler, Hart, 1986] Среди магматических пород СМЦ по изотопному составу Pb в полевых шпатах выделяются три группы. Группа пород с наименее радиогенным Pb включает базиты всех трех комплексов, а также лейкограниты и монцониты.

Группа пород с повышенной долей радиогенного Pb представлена габбродио ритами и рудоносными гранит-порфирами. Максимальная доля радиогенного Pb фиксируется в сиенит-порфирах пострудного дайкового комплекса. В целом изотопные отношения Pb в магматических породах на графике образуют ли нейную зависимость.

Изотопный состав Pb молибденита аналогичен базитам и лейкогранитам.

Халькопирит и пирит несколько отклоняются от тренда эволюции изотопного состава Pb магматических пород. Относительно последних в минералах отме чается обогащение радиогенным изотопом 207Pb. По изотопу 206Pb халькопирит близок к рудоносным гранит-порфирам. От халькопирита к пириту обогащение последним возрастает. Близкие изотопные составы Pb магматических пород, молибденита и халькопирита подтверждают магматогенную природу рудообра зующих флюидов, но возможность незначительного участия флюидов другого генезиса не отрицается.

Близкие изотопные составы Pb указывают на генетическую связь пород среднего и кислого составов вмещающего и порфирового комплексов с предшест вующими базитами. Последнее согласуется с предположением (на основе петро геохимических характеристик пород) о формировании монцонитоидов вследст вие фракционной кристаллизации базальтоидной магмы, а лейкогранитов и гра нит-порфиров в связи с частичным плавлением закристаллизовавшихся базитов.

На диаграмме ураногенных свинцов (рис. 1, Б) приведены данные по магма титам СМЦ и Cu-порфирового месторождения Гэнгдезе (Gangdese), Китай. В от личие от последнего (источниками вещества для которого предполагаются мантия и океанические осадки) [Qu et al., 2007] фигуративные точки магматитов СМЦ удалены от кривой эволюции орогенного и верхнекорового Pb, приближены к кривой эволюции Pb в мантии и повторяют ее направленность. Это свиде тельствует о преимущественной роли мантийного Pb при развитии магматиче ского и рудообразующего процесса СМЦ.

Модельный возраст, рассчитанный по модели [Stacey & Kramers, 1975], составляет для монцогаббро 486 млн лет, для пострудных диабазов 372 млн лет, что совпадает с геологическими и геохронологическими (Ar-Ar) датировками.

Модельные датировки габбро-порфиритов (491 млн лет) и лейкогранитов (461 млн лет) выше относительно геологических и геохронологических, но близки к модельному возрасту монцогаббро, что свидетельствует об общности источника Pb при формировании этих пород. Модельный возраст магматитов с повышенной долей радиогенного Pb (гранит-порфиры – 109 и 94 млн лет, габб родиориты – 275 млн лет) значительно ниже геологического и геохронологиче ского, а также модельного возраста предшествующих базитов, что предполага ет смешение свинцов разных источников.

На рис. 1, В фигуративные точки магматитов и сульфидов СМЦ располо жены между полями примитивной (BSE) и деплетированной (DMM) мантий и частично перекрывают поле базальтов срединно-океанических хребтов (MORB).

Согласно оценкам Nd(T) пород, варьирующих в узком интервале (от +0.3 до +2.2), предполагается связь магматитов СМЦ со слабо деплетированным мантий нымм источником, относительно близким к модельному типу BSE. Положение фигуративных точек магматитов и сульфидов вблизи и внутри поля MORB ука зывает на влияние вещества океанической плиты на изотопный состав Pb рудо образующей магматической системы. Магматизм СМЦ проявился после завер шения субдукции. Учитывая последнее, в качестве доминирующего источника Pb при развитии магматизма и оруденения СМЦ рассматривается слабо депле тированная мантия, метасоматизированная в процессе субдукции. Вариации изотопного состава Pb магматитов СМЦ обусловлены преимущественно разной степенью метасоматического преобразования мантии.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 07-05-00664).

Литература 1. Сотников В.И., Пономарчук В.А., Шевченко Д.О., Берзина А.П., Берзина А.Н. 40Ar/39Ar геохронология магматических и метасоматических событий в Сорском Cu-Mo-порфировом рудном узле (Кузнецкий Алатау) // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 5. С. 786-801.

2. Stacey J.S., Kramers J.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // EPSL. 1975. V. 26, P. 207-221.

3. Qu X., Hou Z., Khin Zaw., Li Y. Characteristics and genesis of Gangdese porphyry copper deposits in the southern Tibetan Plateau: Preliminary geochemical and geochronological results // Ore Geology Reviews. 2007. V. 31. P. 205-223.

4. Zartman R.E., Doe B.R. Plumbotectonics – the model // Tectonics. 1981. V. 75, P. 135-162.

5. Zindler A., Hart S. Chemical geodynamics //Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1986. V. 14, P.

493-571.

ВПОЛНЕ ПОДВИЖНОЕ ПОВЕДЕНИЕ ЩЕЛОЧЕЙ В ПРОЦЕССЕ СМЕШЕНИЯ / КОНТАМИНАЦИИ МАГМ:

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЙ ПОДХОД А.А. Борисов ИГЕМ РАН, Москва, aborisov@igem.ru Известно, что основные магмы на пути от места зарождения в континен тальной мантии к поверхности Земли могут подвергаться контаминации коро вым материалом. В простейшем случае это ассимиляция основными расплава ми пород стенок магматических каналов и камер и/или кислых выплавок, воз никающих за счет частичного плавления корового материала на контакте с ос новными магмами. В более сложных моделях речь должна идти о перераспреде лении щелочей между кислыми и основными расплавами, поскольку скорость диффузии щелочей в силикатных расплавах, по-видимому, на несколько поряд ков превышает скорость диффузии остальных компонентов [Watson, 1982].

Крайним случаем следует признать вполне подвижное поведение Na и K в про цессе контаминации при инертном поведении остальных петрогенных элемен тов. При этом объем основного расплава можно считать ограниченным, а объем коры по сравнению с ним – бесконечно большим.

Другим примером контаминации могут служить кислые выплавки в ксе нолитах коровых пород, погруженных в бесконечно большой объем основной магмы. И в этом случае можно говорить как о простом смешении кислых вы плавок с основными расплавами в различных пропорциях, так и о вполне под вижном поведении щелочей при инертном поведении остальных компонентов.

Для построения численных моделей контаминации/смешения расплавов необходимо знать коэффициентов распределения между ними Na и K. На пер вый взгляд, изучение равновесного распределения щелочей между смешиваю щимися расплавами, представляется невозможным. Экспериментаторы в этом случае вынуждены ограничиться анализом диффузных профилей, возникающих на границе приведенных в соприкосновение смешивающихся расплавов (на пример, базальт/гранит).

Недавно разработанная методика “петля в тигле” позволяет работать с щелочесодержащими расплавами при очень восстановительных условиях (IW и ниже) при 1 атм общего давления [Borisov et al., 2006, 2008], что невозможно при использовании канонического метода петли. Более того, метод “петля в тигле” оказался удобным для насыщения щелочами исходно бесщелочных рас плавов [Борисов, 2008, 2009]. Одновременно насыщая щелочами несколько раз личных расплавов (например, модельный базальт и модельный гранит), мы мо жем решить упомянутую выше проблему, исследование коэффициентов рас пределения щелочей между смешивающимися расплавами.

Суть метода заключается в следующем. Небольшой кварцевый тигель (внутренний диаметр 15 мм, высота 22 мм) на треть заполняют высокощелочным расплавом, служащим в дальнейшем источником паров щелочей. Над расплавом, под платиновую крышку, помещают до пяти петель (диаметром до 3 мм, сделан ных из платиновой проволоки диаметром 0.15 мм) с исследуемыми смесями.

Весь тигель опускают в печь и выдерживают при заданных T- fO2 параметрах в течение нескольких часов. В ходе эксперимента исходно бесщелочные расплавы в петлях подвергаются действию паров щелочей и, таким образом, одновременно насыщаются щелочами.

В данной работе расплавы с переменным содержанием Al2O3 и SiO2. на сыщались натрием, калием и рубидием в температурном интервале 1300-1470 С.

В качестве источников использовались легкоплавкие расплавы в системах SiO2-Na2O, SiO2-K2O, SiO2-Na2O-K2O и SiO2-Na2O-K2O-Rb2O.

Показано, что повышение как кремнекислотности, так и глиноземистости расплавов приводит к значительному уменьшению коэффициентов активности исследованных щелочей, причем в кислых составах роль Al2O3 существенно возрастает.

Экстраполяция экспериментальных данных позволила оценить влияние кремнекислотности и глиноземистости расплавов на поведение Li и Cs.

Модельными расчетами показано, что вполне подвижное поведение ще лочей должно приводить к калиевой специфике базальтов, испытавших конта минацию коровым материалом, и, соответственно, к натровой специфике кис лых выплавок в коровых ксенолитах, контаминированных окружающим ба зальтовым расплавом.

Литература 1. Борисов А.А. Экспериментальное исследование насыщения модельных расплавов ще лочами через паровую фазу: приложение к распределению К и Na между смешивающимися жидкостями // Петрология. 2008. Т. 16. № 6. С. 593-605.

2. Борисов А.А. Зависимость коэффициентов активности щелочей от кремнекислотности и глиноземистости расплавов: экспериментальное исследование // Петрология. 2009. Т. 17 (в печати).

3. Borisov A., Lahaye Y., Palme H. The effect of sodium on the solubilities of metals in sili cate melts // American Mineralogist. 2006. V. 91. P. 762-771.

4. Borisov A., Pack A., Kropf A. and Palme H. Partitioning of Na between olivine and melt:

An experimental study with application to the formation of meteoritic Na2O-rich chondrule glass and refractory forsterite grains // Geochimica Cosmochimica Acta. 2008. V. 72, P. 5558-5573.

5. Watson E.B. Basalt contamination by continental crust: some experiments and models // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1982. V. 80. P. 73-87.

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ ОБРАЗОВАНИЯ КОРУНДОВ ЗАПАДНОГО СИХОТЭ-АЛИНЯ С.Ю. Буравлева, В.А. Пахомова, Б.Л. Залищак, Э.Г. Одариченко ДВГИ ДВО РАН, Владивосток, s_buravleva@yahoo.com Известно, что корунд (Al2O3) кристаллизуется в тригональной сингонии и представляет собой единственную природную модификацию глинозема [Попов, 1996].

Корунд относится к полигенным минералам и может кристаллизоваться как непосредственно из магматического расплава, так и в результате процессов метаморфизма и метасоматоза. Габитус кристаллов природного корунда довольно разнообразен и представлен следующими морфологическими типами [Озеров, 1945]: дипирамидальным, длиннопризматическим, ромбоэдрическим и пинакои дальным. Дипирамидальные кристаллы имеют веретенообразную форму, очень характерную для корундовых плагиоклазитов и хлоритоидных наждаков, либо же приобретают боченкообразный облик, особенно характерный для корундовых пегматитов, залегающих среди щелочных сиенитов. Длиннопризматические кри сталлы характерны для рубинов из кристаллических известняков. Ромбоэдриче ские кристаллы характерны для рубинов в мраморах и кальцифирах. Пинакои дальные кристаллы, кристаллы первого подтипа, короткопризматические, доволь но обычны для корундовых пегматитов, залегающих среди гранитогнейсов. Кри сталлы второго подтипа характеризуются пластинчатым габитусом. Такие кри сталлы характерны для шпинельсодержащих наждаков, корунда во вторичных кварцитах и для залегающих среди них мусковито- и андалузито-корундовых по род, а также для мусковито-силлиманито- и кианито-корундовых пород в кри сталлических сланцах. По мнению К.Н. Озерова [Озеров, 1945], форма кристаллов корунда зависит от химического состава формирующей его окружающей среды, главным образом, от содержания в ней SiO2. Однако корреляция между зависимо стью формы кристаллов корунда и средой его образования не может быть единст венственно возможным решением сложной проблемы генезиса корунда.

В.А. Попов, на основании изучения корундов Ильменских гор и Хибин, сделал обоснованный вывод о том, что по мере роста щелочности среды мор фологический ряд корунда меняется от столбчатого к субизометричному и да лее к таблитчатому [Попов, 1996].

Острая дискуссия в публикациях последних лет, посвященных происхож дению корундов, связана с обсуждением генезиса россыпных корундов магма тической генетической группы [Ананьев, 1998;

Pakhomova, 2006].

Целью данного исследования является получение объективной информа ции о геологическом строении, петрологии, геохимии месторождений и прояв лений корунда, как россыпных, так и коренных, а также о физико-химических условиях образования корунда для решения вопроса о его происхождении. Ос новная задача – изучение корундов из россыпей и формирование представле ний о механизме их образования, а также выявление геологических формаций, с которыми пространственно и генетически могут быть связаны месторождения и проявления корундов.

Согласно фондовым материалам, в пределах Самаркинского террейна широко распространены проявления корунда в виде россыпей, обнаруженных в процессе поисковых и разведочных работ на рудные полезные ископаемые (зо лото, олово, вольфрам и др.).

В течение нескольких последних лет на территории Дальнего Востока изучались перспективные участки на обнаружение корунда. В качестве примера в работе рассмотрен участок «Березовый», расположенный в юго-западной час ти Хабаровского края в бассейне верхнего течения реки Мухен, в зоне сочлене ния складчатых структур Сихотэ-Алиня и Средне-Амурской депрессии, в меж дуречье р. Пунчи, верховий рр. Мухена, Си и Немпту.

Район сложен осадочными и магматическими комплексами и представля ет собой зону контакта гранитоидов хунгарийской серии с глинистыми сланца ми, песчаниками, алевролитами джаурской серии, расположенный в пределах Самаркинского террейна Сихотэ-Алиня. В состав интрузивов хунгарийской се рии входях высокоглиноземистые двуслюдяные кордиеритсодержащие мела граниты. Среди гранитоидов этой серии известны двуслюдяные кордиеритовые граниты [Изох, 1967], иногда с гранатом, в которых в виде акцессорных мине ралов постоянно присутствуют апатит, ильменит, циркон, реже андалузит, сил лиманит, пироксен, пирит. Кордиерит чаще всего замещен криптозернистым веществом (пинитом), переходящим в серицитоподобный агрегат, наряду с ко торым развиты агрегаты серицита и мусковита.

Для химического состава хунгарийских гранитов характерна пересыщен ность глиноземом. Калий в рассматриваемых гранитах всегда заметно преобла дает над натрием, значительная часть калия заключена в слюдах.

В результате обработки полевых материалов в гранитоидах массивов хун гарийской серии нами установлены высокоглиноземистые фации двуслюдяных гранитов, перспективных на обнаружение корундов, содержащих кордиерит, силлиманит, андалузит, гранат.

Высокая глиноземистость обусловлена присутствием кордиерита (Al2O3=35%), слюдистых и глинистых агрегатов (Al2O3=40-37%), развитых по нему. При этом величина коэффициента глиноземистости 0.5-0.6 связана с суще ственно натриевым составом плагиоклаза, который содержит не более 10-15% CaO, и содержанием Al2O3 в полевых шпатах 15-20%. Гранитоиды хунгарийской серии относятся к лейкократовым породам, бедным элементами группы железа, поэтому в них при избытке глинозема может кристаллизоваться и кристаллизу ется корунд, как избыточный компонент при процессах контактового метамор физма – ороговиковании, грейзенизации, метасоматозе, сопровождающих ста новление гранитоидных массивов как хунгарийских, так и более поздних.

Для исследования поведения редкоземельных элементов в гранитоидах из разных массивов хунгарийской серии выполнен спектральный анализ (масс спектрометр с индуктивно-связанной плазмой Agilent 7500c, ДВГИ ДВО РАН) и построена диаграмма распределения РЗЭ, на которой наблюдаемый Eu минимум может косвенно указывать на кристаллизационную дифференциацию пород изучаемого комплекса. Фазы (фации) более основного состава слабо вы ражены. При изучении шлифов в биотитовых гранитах обнаружены: кордиерит, замещенный корундом, агрегатные псевдоморфозы пинита по кордиериту, в грейзене по биотитовому граниту обнаружены гранат, топаз с гранатом.

В россыпи установлены корунды, цирконы, шпинель, гранат, анатаз, пи роксены. Кристаллы корундов представлены гексагональными призмами с ба зальными пинакоидами, а также многочисленными мелкими окатанными кри сталлами и их обломками. Отдельные камни имеют размер 5х 7 мм. Корунды участка «Березовый» имеют различные оттенки: пурпурные, розовые, молочно синие, коричневые, некоторые кристаллы имеют пятнистую окраску. Коричне вые шелковистые корунды имеют таблитчатый облик. В разрезах наблюдается ростовая зональность.

Для уточнения минерального состава корундов, а также включений в них, часть кристаллов исследована с помощью четырехканального микроанализато ра JXA-8100 (ДВГИ ДВО РАН). В корундах обнаружены минеральные включе ния: шпинель состава MgO 8.71%, Al2O3 59.92%, MnO 0.43%, FeO 28.46%, иль менит, рутил, гранат.

Современная минералогия требует привлечения методов термобарогео химии, с помощью которых можно получить максимально точные сведения об условиях кристаллизации минерала. Для изучения флюидных включений ис пользовался NIKON E – 600 POL Optical Microscope for Geological Studies, Jeol (Япония) и Heating / Cooling NIKON E – 600 POL Microscope.

В корундах в большом количестве обнаружены минеральные и флюид ные включения. Флюидные включения представлены первичными расплавны ми и комбинированными. Большинство включений, размер которых превышал 10 микрон, взорвались при нагревании до 1000 С. Первичные расплавные включения характеризуются разным наполнением: количество флюида состав ляет от 5-7% до 40%. Неоднородность фазового состава первичных расплавных включений свидетельствует о гетерогенности расплава. Фазовый состав пер вичных расплавных включений не установлен из-за малых размеров, поэтому на четырехканальном микроанализаторе JXA-8100 (ДВГИ ДВО РАН) были изучены закаленные стекла размером 10-15 микрон, прогретые до 1000С.

В результате изучения их состава установлено, что стекла включений представляют собой сиенитовый расплав с содержанием SiO2 46-54%, обога щенный Sr, To, Ce, Zr, Sc, Mo.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект №08-05 12029;

грант ДВО РАН проект № 09-3-В-08-450.

Литература 1. Ананьев А.С., Ананьева Т.А., Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П. Благородные корунды и цирконы из россыпей Приморья // Зап. ВМО. 1998. № 4. С. 120-125.

2. Изох Э.П., Русс В.В., Кунаев И.В., Наговская Г.И. Интрузивные серии северного Си хотэ-Алиня и нижнего Приамурья, их рудоносность и происхождение. М. : Наука, 1967. С.

49-68.

3. Озеров К.Н. О зависимости формы кристаллов корунда от химического состава среды.

ДАН СССР, 1945. Т. 47. № 1. С. 51-54.

4. Попов В.А., Попова В.И. Парагенезисы форм кристаллов минералов. Миасс, 1996. 104 с.

5. Pakhomova V.A., Zalishchak B.L., Tishkina V.B., Lapina M.I., Karmanov N.S. Mineral and melt inclusions in sapphires as an indicator of condition of their formation and origin. Australian Gemmologist. 2006. Vol. 22. №11. Р. 508-511.

ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНЫЙ ВЫСОКОБАРИЧЕСКИЙ МЕТАСОМАТОЗ В УСЛОВИЯХ ГРАНУЛИТОВОЙ ФАЦИИ В ЗОНАХ СДВИГОВЫХ ДЕФОРМАЦИЙ С.А. Бушмин, Ю.М. Лебедева ИГГД РАН, Санкт-Петербург, bushmin@sb1402.spb.edu Одним из ярких примеров проявления высокотемпературного высокоба рического метасоматоза в зонах сдвиговых деформаций является ортопироксен силлиманитовые породы среди гранулитов юго-восточного окончания Ла пландского гранулитового пояса на Балтийском щите. В этом районе отчетливо выраженные региональные зоны сдвиговых деформаций свекофеннского воз раста 1.9 млрд лет, связаны с крупными покровными структурами, сложенными гранулитами [Балаганский и др., 2005]. Отличительной особенностью таких зон являются разнообразные по составу высокотемпературные высокобарические метасоматические породы с ярко выраженной бластомилонитовой структурой.

Для них характерны концентрации жильных тел разного минерального состава с гранулитовыми парагенезисами, которые свидетельствуют о существовании на уровне гранулитовой фации мощных флюидных потоков. В одной из протя женных сдвиговых зон (более 16 км при мощности около 100 метров) Порье губского покрова при интенсивной флюидной переработке ранних основных гранулитов возникли силлиманит-ортопироксеновые породы, которые являют ся хорошим минералогическим индикатором экстремально высоких Р и Т при метасоматозе [Бушмин и др., 2007]. Присутствие парагенезиса шпинель+кварц также указывает на очень высокие температуры. Оценки Р-Т параметров обра зования ортопироксен-силлиманитовых пород методом TWEEQU находятся в интервале Т = 800-925 °С и Р = 10-11.5 кб.

В рассматриваемой сдвиговой зоне сосредоточены Mg-Al-Si богатые кварцем породы с силлиманитом, высокомагнезиальными ортопироксеном и гранатом, плагиоклазом, калиевым полевым шпатом и поздними кордиеритом и биотитом. С кварцевыми ортопироксен-силлиманитовыми породами про странственно связаны разнообразные по составу богатые основаниями и ще лочами (Fe, Mg, Ca, Na, K) порфиробластические и жильные породы: силли манит-ортопироксен-гранатовые, силлиманит-кордиерит-ортопироксеновые, а также гранатовые, скаполит-диопсидовые, силлиманит-биотитовые, биотит ортопироксеновые, калишпат-биотитовые [Бушмин и др., 2007]. Временная связь ортопироксен-силлиманитовых метасоматических пород с деформация ми в сдвиговой зоне доказана микроструктурными исследованиями и анали зом кинематических индикаторов деформаций.

Анализ минеральной зональности В состав Mg-Al-Si кварцевых пород (кварца от 40 до 95 %) в качестве продообразующих минералов входят силлиманит, высокомагнезиальные орто пироксен и гранат и в небольших количествах плагиоклаз, калиевый полевой шпат, кордиерит и биотит. Породы имеют пятнисто-полосчатую, иногда тонко полосчатую текстуру, так как обладают всеми признаками бластомилонитов со “струйчатым” или пластинчатым распределением минералов и отличаются не однородным отчетливо зональным распределением неравномернозернистых аг регатов от полиминеральных до мономинеральных зон.

Главная черта минеральной зональности кварцевых пород – это быстрое исчезновение плагиоклаза, уменьшение числа темноцветных минералов и по вышение содержания силлиманита на фоне нарастающего окварцевания поро ды. Принципиально такое же зональное распределение минеральных ассоциа ций окварцованных пород можно увидеть и в масштабе образцов кварцевых бластомилонитов. Морфология и взаимоотношения зерен граната, ортопирок сена и силлиманита в разных зонах породы позволяют полагать, что соотноше ния между главными породообразующими минералами в пределах этих зон были близкими к равновесным. Но при этом в разнообразных реакционных структурах также наблюдаются и неравновесные взаимоотношения между ми нералами, которые указывают на причины их исчезновения из парагенезисов (растворение, замещение) и таким образом, отражают реакции перехода между разными минеральными зонами. Описанные закономерности хорошо согласу ются с известной моделью метасоматической зональности Д.С. Коржинского [Коржинский, 1969] На основании всех особенностей и закономерности во взаимоотношениях участков породы с разными минеральными парагенезисами, которые наблюда лись в обнажениях, образцах и шлифах, можно построить метасоматическую колонку. Она схематично отражает зональность процесса образования кварце вых пород с ассоциацией ортопироксен+силлиманит в Pl+Qu+Opx ±Gr ±Bt кри сталлических сланцах или плагиогнейсах:

I. Qu+Sil+Gr+Opx+Bt II. Qu+Sil+Gr+Opx III. Qu+Sil+Gr или Qu+Sil+Opx IV. Qu+Sil V. Qu.

На флангах зон окварцевания первыми исчезают плагиоклаз и биотит.

При их растворении во флюид переходят Ca, Na и K. Остальные элементы (Si, Al, Fe, Mg) “закрепляются” в новообразованных минералах. Внешние много минеральные зоны колонки состоят из минералов, практически не содержащих Са. А в исходной породе много минералов с Са. Это плагиоклаз № 30-40 и гра нат с содержанием гроссуляра до 17-20 %. Значит Са переходит в раствор и вы носится. Такие процессы, происходящие на границе исходная порода – внешняя зона колонки могут быть схематично изображены реакциями, например:

фл + [Si]фл OpxFeMg + GrFeMg + Sil + Qu + [Ca, Fe]фл OpxMgFe + GrMgCaFe + [H+] Переход к четырехминеральной зоне кварцевой породы с силлиманитом, ортопироксеном и гранатом определяется исчезновением биотита. Процесс на границе зон отражается в реакциях, при которых калий переходит в раствор и выносится, так как новообразованные минералы его не содержат:

OpxMgFe + Bt + [H+]фл + [Si]фл OpxFeMg + Sil + Qu + [Fe, K]фл Переход к зоне кварцита с трехминеральным парагенезисом, связан с рас творением одного из темноцветных минералов (ортопироксена или граната).

Например, исчезновение граната и переход к ортопироксен-силлиманитовому кварциту описывается следующей реакцией инконгруэнтного растворения:

2.819Gr67 +0.792[SiO2]фл + 2.355[H+]фл 4.01Opx78 +2.041Sil + +1.171[Fe2+]фл + 1.177H2O Переход к двухминеральной зоне накопления Si и Al в виде кварца и сил лиманита, не содержащей темноцветных минералов и представленной силли манитовым кварцитом, можно выразить следующими реакциями инконгруэнт ного растворения граната и ортопироксена, отражающими факты их замещения силлиманитом и кварцем:

Gr67 + 5.987[H+] 1.01Sil + 1.980Qu + 2.00[Mg2+]+ 0.982[Fe2+]+ 2.99H2O Opx78 +3.626[H+] 0.201Sil +1.591Qu + 0.399[Fe2+]+ 1.410[Mg2+]+ 1.813H2O Согласно этим реакциям, образование парагенезиса ортопироксена, сил лиманита и кварца вместо ортопироксена или граната, связано воздействием кислого раствора. При этом часть железа остается в растворе (и видимо выно сится за пределы зоны), а магний “закрепляется” в новообразованном магнези альном ортопироксене. Алюминий – наименее подвижный элемент, он ведет себя наиболее инертно и накапливается в породах в форме минерала силлима нита при растворении и исчезновении других минералов. Но, все же, силлима нит также растворяется, и тогда имеет место переход к зонам мономинерально го кварцита со скоплениями и прожилками силлиманита. Значит, алюминий при переходе в раствор все равно остается малоподвижным и далеко не “ухо дит” из окварцованных пород.


Таким образом, из анализа колонки устанавливается единая направлен ность процесса формирования ортопироксен-силлиманит-кварцевой породы.

Происходит вынос из исходного гранулита и внешних зон метасоматической колонки щелочей (К) и оснований (Са, Mg, Fe) и накопление во внутренних зо нах Si (кварц) и Al (силлиманит). Это позволяет говорить о воздействии кислых растворов и называть процесс “кислотным выщелачиванием” или “кислотным метасоматозом” [Зарайский, 1989;

Зарайский, 1999].

Выводы Анализ условий образования богатых кварцем ортопироксен силлиманитовых пород позволяет рассматривать их как продукты метасома тического “кислотного выщелачивания” ортопироксен-плагиоклазовых гра нулитов, а пространственно связанных с ними железо-магнезиальных гранат ортопироксеновых, магнезиально-железистых рудных и кальциевых скапо лит-диопсидовых пород – как продукты комплементарного выщелачиванию процесса переотложения вынесенных из исходных гранулитов петрогенных элементов. Таким образом, региональный инфильтрационный метасоматоз в условиях гранулитовой фации экстремально высоких давлений и температур существует как явление, заслуживающее внимания и с точки зрения петрологии гранулитовых комплексов и с точки зрения транспорта элементов при мета морфизме высоких Р-Т параметров. Характерной особенностью такого бариче ского высокотемпературного метасоматоза является его синхронность с дефор мациями в сдвиговых зонах, служащих проводниками флюидных потоков. Не постоянство объема при таких метасоматических процессах (вместо объема фактором состояния физико-химической системы становится давление) являет ся существенной чертой, отличающей синдеформационный метасоматоз, свя занный с региональным метаморфизмом, от “классического” послемагматиче ского метасоматоза, протекающего при постоянном объеме.

Мы благодарим руководство Кандалакшского государственного природ ного заповедника за помощь в организации полевых работ. Исследования вы полнены при финансовой поддержке РФФИ (проекты 09-05-00392 и 09-05 12053) и программы ОНЗ №8 РАН.

Литература 1. Балаганский В.В., Глебовицкий В.А. В кн. Ранний докембрий Балтийского щита. СПб. :

Наука, 2005. С. 127-175.

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

С. 383-387.

3. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М. : Наука, 1989. 342 с.

4. Зарайский Г.П. Геология руд. месторождений. 1999. № 4. С. 294-307.

5. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М. : Наука. 1969. 111 с.

ЧИСЛЕННАЯ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ЭВОЛЮЦИИ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ В ГИПЕРБАЗИТАХ НА ПРИМЕРЕ ТАИНСКОГО ЗОЛОТОРУДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (ВОСТОЧНЫЙ САЯН) В.И. Васильев Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, vasil@gin.bscnet.ru Предлагаемая модель основана на концепции термодинамического моде лирования многорезервуарной гидротермальной рудообразующей системы эпи термальных золотосеребряных месторождений, разработанной И.К. Карповым [Карпов и др., 2001]. За основу взят сценарий развития процессов растворения, переноса и отложения золота в конвективной магматогенно-гидротермальной системе с подогревом снизу от магматического очага, являющегося одновре менно и источником магматического флюида.

В модели приняты 10 резервуаров, из которых 3 первых – в нисходящей ветви процесса, а 7 остальных – вдоль вертикальной трещиноватой зоны в восхо дящей ветви. Размеры системы: высота – 1.5 км, полуширина – 2 км, длина – 4 км.

Объем системы – 24·109 м3. Плотность вмещающих пород – 2.7 тонн/м3. Масса системы – 64·109 тонн. Высота трещиноватой зоны – 1.5 км, полуширина – 0.01 км, длина – 4 км. Объем трещиноватой зоны – 12·107 м3. Плотность трещино ватой зоны – 2.5 тонн/м3. Масса зоны – 30·107 тонн. Трещиноватая зона занимает 0.5 % от всего объема системы. За вмещающую породу принят усредненный по [Богатиков и др., 1987] гипербазит, состав трещиноватой зоны – гранодиорито вый. Температуры и давления в резервуарах определяются естественными гради ентами. Градиент температуры трещиноватой зоны принят несколько понижен ным за счет охлаждения метеорными растворами.

По результатам математического моделирования дегазации магматической камеры объемом 50 км3, заполненной расплавом кислого состава в процессе его кристаллизации скорость флюидного потока в конвективную стадию оценивается в 7·105-1,5·106 тонн в год [Shinohara et al., 1997]. После кристаллизации расплава более чем на 50 % интенсивность флюидного потока резко уменьшается примерно в 5 раз. В неконвективную фазу скорость разгрузки уменьшается до 2·105. Примем массовый поток флюида из глубинного источника равным 5,2·105 тонн в год в пе ресчете на чистую воду. Такой поток может обеспечить всплывающий из глубины интрузив объемом 106 км3 со стартовым содержанием воды 3,5%, если на истече ние флюида расходуется 1% воды [Карпов и др., 2001]. В нашей модели продол жительность действия потока в 5,2·105 тонн в год принята равной 2000 лет. Таким образом, общее количество глубинного флюида составит 1,04·109 тонн. Модель была усложнена притоком метеорных вод. В условиях климата с ежегодными осадками 3000 мм, через 10 см2 площади геотермального блока просачивается 1 литр воды. Предполагается, что подземный сток составляет 1/3 потока метеор ных вод. Тогда через сечение геотермального блока 44 км будет просачиваться вглубь 16·106 тонн в год.

Составы резервуаров были приняты соответствующими составам пород Та инского золоторудного месторождения, которое локализуется в штоке гранитоидов среди Оспино-Китойского массива ультраосновных пород, слагающих гипербази товую пластину Ильчирского офиолитового покрова (Восточный Саян). На место рождении выделены три типа рудных тел: кварцевожильные, кварц-мусковит пирротиновые и прожилково-вкрапленные [Рощектаев и др., 2000]. В соответствии с составами пород, метеорных вод и глубинных флюидов для модели было выбрано 15 независимых компонентов (Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, S, C, Cl, N, O, H, Au, Ag).

Состав метеорного раствора был рассчитан по справочнику [Миграция…, 1974]. Состав глубинного флюида рассчитан из равновесия чистой воды с пироли том, составы гипербазита и гранодиорита – по данным [Рощектаев и др., 2000].

Исходные содержания золота и серебра в породах кларковые, усреднены по дан ным [Справочник…, 1990], в метеорном растворе – рассчитаны в равновесии с вмещающей средой. Моделирование проводилось на базе программного комплек са «Селектор». Тип взаимодействия резервуаров – последовательный проточный реактор с одной группой подвижных фаз «раствор + газовая фаза». Исходный со став резервуаров с первого по третий – гипербазитовый, с четвертого по десятый – гранодиоритовый. Внешней средой (источником привноса вещества) для первого резервуара являлся метеорный раствор, для четвертого – равновесный флюид. Ос тальные резервуары внешней среды не имели (рис. 1).

Рис. 1. Общая схема принятого в модели сценария эволюции гидротермальной системы.

Нумерованными квадратами показаны модельные резервуары, стрелками – сценарий переноса группы подвижных фаз «раствор + газ». Вертикальные штриховые линии обозначают трещино ватую зону вдоль восходящей ветви конвективной ячеи. Слева дана шкала глубины в метрах Из баз данных ПК «Селектор» были отобраны зависимые компоненты:

94 компонента водного раствора, 10 компонентов газовой фазы и 136 конден сированных фаз. Равновесия в резервуарах рассчитывались методом минимиза ции изобарно-изотермического потенциала Гиббса.

Результаты расчета позволяют вывести следующее:

1. Основными растворимыми формами золота Au(HS)2– и Au+. Хлоридные комплексы имеют подчиненной значение.

2. Серебро переносится преимущественно в виде хлоридов и гидросульфидов.

3. Транспорт золота, по-видимому, тесно связан с активностью железа и серы. Характер их распределения можно видеть на рис. 2.

4. Распределение золота по резервуарам к окончанию расчета приобретает следующий вид (рис. 3). Можно выделить три области повышенных концентра ций золота, что хорошо соответствует трем типам оруденения на Таинском место рождении (табл. 1).

Рис. 2. Расчетные концентрации Au, Fe и S в растворе резервуаров в восходящей ветви конвективной ячеи (m – моляльность) Рис. 3. Расчетное распределение Au по резервуарам на заключительной стадии модельной эволюции гидротермальной системы (m – моляльность) Таблица Характеристики трех расчетных областей оруденения по результатам моделирования Области 1 2 Резервуары 3 5 Глубина, м 1500 1250 Температура, °С 350 305 Давление, бар 474 318 pH раствора 5,7 6,8 5, Содержание Au, г/т 7,88 20,48 8, Приведенный минеральный состав, масс. % Кварц SiO2 40,41 35,71 99, Мусковит KAl3Si3O10(OH)2 35,81 41,96 0, Пирротин FeS 4,60 22,32 0, Кальцит CaCO3 9,46 – – Углерод С 9,72 – – Работа выполнена при финансовой поддержке Президиумов СО и ДВО РАН, проект № 117 (09-II-СО-08-006).

Литература 1. Богатиков О.А., Косарева Л.В., Шарков Е.В. Средние химические составы магматиче ских горных пород. М. : Недра, 1987. 152 с.

2. Карпов И.К., Чудненко К.В., Кравцова Р.Г., Бычинский В.А. Имитационное модели рование физико-химических процессов растворения, переноса и отложения золота в эпитер мальных золотосеребряных месторождениях северо-востока России // Геология и геофизика.

2001. Т. 42, № 3. С. 393-408.

3. Миграция химических элементов в подземных водах СССР. М. : Наука, 1974. 239 с.


4. Рощектаев П.А., Миронов А.Г., Дорошкевич Г.И. и др. Золото Бурятии. Улан-Удэ :

Изд-во БНЦ СО РАН, 2000. 464 с.

5. Справочник по геохимии / Г.В. Войткевич, А.В. Кокин, А.Е. Мирошников, В.Г. Про хоров. – М. : Недра, 1990. 480 с.

6. Shinohara H., Hedenquist J.W. Constraints on magma degassing beneath the far Southeast Porphyry Cu-Au Deposit, Philippines // J. Petrol., 1997, v. 38, № 12, p. 1741-1752.

КОМПЛЕКСНАЯ КОМПЬЮТЕРНАЯ МОДЕЛЬ РАЗРЕЗА ЗОНЫ СУБДУКЦИИ (ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЙ И ДИНАМИЧЕСКИЙ АСПЕКТЫ) В.И. Васильев Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, vasil@gin.bscnet.ru Методика комплексного компьютерного моделирования геологических объектов, объединяет четыре взаимосвязанных этапа: геометрический, физиче ский, физико-химический и динамический [Васильев и др., 2009]. Апробация методики была произведена на примере 2D-модели разреза зоны субдукции.

Температурные поля рассчитывались методом Зейделя со следующими фикси рованными температурными точками: подсистемы поверхностного уровня (4 °C и 20 °C для дна океана и континента соответственно) и подсистемы нижнего уровня астеносферы (1400°C), а также подсистемы «вулканического очага»

(400 °C). Значения температуры для подсистем левой и правой границ модели, а также подсистем нижнего уровня зон OC и OML рассчитывались рекурсивно.

Температуропроводности зон при стандартных условиях рассчитывались по диаграммам [Теплофизические…, 1987], затем по уравнению Тихомирова – для частных температур подсистем. Расчетное распределение температурных полей модели показано на рис. 1 (слева). Давление рассчитывалось, исходя из плотно стей подсистем, которые усреднялись из таблиц [Справочник физических…, 1969].

Полученные изобары показаны на рис. 1 (справа).

Векторы b подсистем модели были сформированы на основе принятых составов зон (табл. 1). Расчет производился на ПК «Селектор» методом мини мизации изобарно-изотермического потенциала G(T, P) для более 4000 вариан тов. P-T условия и вектор b каждого варианта соответствовали геометрическо му месту подсистем модели.

По всей мегасистеме в целом расчет показал возможность равновесных ненулевых концентраций 49 конденсированных фаз, 61 компонента водного раствора и 6 компонентов газовой фазы. Расчет показал также, что в 2160 ре зервуарах в равновесии с конденсированными фазами имеется фаза водного раствора и в 786 – газовая фаза. Фазы раствора и газовую можно объединить в одну группу подвижных фаз и назвать свободным флюидом. Обращает на себя внимание наличие полей существования свободного флюида в области дегид ратации погружающейся плиты на глубинах от 50 до 100 км (рис. 2), что хоро шо согласуется с литературными данными [Перчук, 1973;

Васильев и др., 2009].

На динамическом этапе использовался метод последовательного проточ ного реактора с 20 резервуарами, расположенными снизу вверх вдоль правой границы мегасистемы. Геометрическая область максимальных концентраций свободного флюида в условиях дегидратации пород океанической плиты соот ветствует на P-T диаграмме 800 °С и 30 360 бар (1-й резервуар). За состав ис ходного флюида принят расчетный равновесный свободный флюид, соответст вующий условиям погружения плиты на глубину 95-100 км. Параметры по следнего 20-го резервуара (глубина 5 км): 84 °C и 1250 бар. Модель была рас считана для подъема порции флюида.

На рис. 3 приведен расчетный характер изменения содержаний компонентов флюида на разных глубинах относительно от его первоначального состава на глу бине 100 км. Очевидна тенденция к увеличению концентраций большинства ком понентов по мере подъема флюида в верхние горизонты, что наиболее характерно для натрия, магния и железа, в меньшей степени – для кальция, алюминия, серы и галогенов. Исключение составляют кремний, наиболее интенсивно расходующий ся на поддержание силикатных фаз уже в астеносферном клине и в меньших мас штабах – калий, но уже на уровне коровых резервуаров. Важным результатом мо делирования эволюции флюида явилось также расчетное отсутствие равновесных фаз раствора и газа в астеносферном клине в интервале глубин 60-85 км, где ком поненты флюида конденсируются в твердые минеральные фазы или расплав. Рас творы коры, таким образом, имеют выраженный астеносферный генезис.

Рис. 1. Общая схема модели с наложенными изотермами (слева) и изобарами (справа) Условные обозначения: 1 – sediments (S), 2 – continental crust (CC), 3 – sub-continental mantle lithosphere (SML), 4 – oceanic crust (OC), 5 – oceanic mantle lithosphere (OML), 6 – asthenosphere (A). Изолинии: 7 – температуры (°C), 8 – давления (бар) Расчетные изменения минеральных фаз по характеру и приуроченности к конкретным резервуарам можно разделить на четыре группы. В первую группу минеральных фаз входят минералы, вариации содержаний которых приурочены к верхним частям литосферы. Это такие минералы, как кварц, калиевый полевой шпат, гематит, энстатит. Амплитуда изменений содержаний минералов этой группы относительно высока и лежит в пределах 8-16 масс. %. Вторая группа минеральных фаз, напротив, претерпевает значительные (до 8-16 масс. %) изме нения в «нижних» резервуарах (до 14-го включительно). Их содержание падает в 3-4 резервуарах, затем колеблется до 14-го резервуара, после которого изменения прекращаются. Примером служат периклаз, оливин, вюстит, магнетит. Третья и четвертая группы, в отличие от первых двух, характеризуются невысокими ам плитудами вариаций составов (менее 1 масс. %), но качественно повторяют их поведение. Минералы третьей группы изменяются в резервуарах выше 14-го (пирротин, флюорит, хризотил), четвертой группы – в нижележащих резервуарах (шпинель, пектолит).

Рис. 2. Расчетное распределение фазы раствора, газовой фазы и свободного флюида в моделируемой мегасистеме, масс.%.

Рис. 3. Диаграмма изменения концентраций независимых компонентов флюида, нормированных относительно исходного состава. Шкала концентраций – логарифмическая Таблица Параметры и составы условных зон модели Водона A SML CC OML OC S Слой сыщен =3.3 =2.7 =2.5 =3.2 =3.0 =2. ность Океанический осадочный, % 3.52 14.73 20. Океанический вулканогенный, % 13.92 72.42 25. Океанический базальтовый, % 100.00 79.60 1. Континентальный гранитный, % 100.00 0. Континентальный базальтовый, 100.00 0. % Астеносфера (пиролит), % 100.00 0. Морская вода, % 2.96 12.85 100. Независимые компоненты Si, моль/кг 6.68 9.18 10.70 8.25 7.90 6. Al, моль/кг 0.73 2.82 3.08 3.05 2.88 2. Fe, моль/кг 2.12 1.32 0.80 1.42 1.34 1. Mg, моль/кг 9.10 1.59 0.75 1.96 1.81 1. Ca, моль/кг 0.44 1.45 0.69 2.01 2.16 2. K, моль/кг 0.04 0.28 0.63 0.05 0.07 0. Na, моль/кг 0.18 0.76 0.89 0.84 0.82 0. H, моль/кг 0.22 1.56 0.78 0.77 4.47 17. O, моль/кг 26.59 28.64 29.70 27.84 28.65 31. S, моль/кг 0.0000 0.0281 0.0327 0.0181 0.0176 0. C, моль/кг 0.0002 0.0572 0.1313 0.0000 0.1840 0. Cl, моль/кг 0.0001 0.0020 0.0060 0.0000 0.0161 0. F, моль/кг 0.0001 0.0089 0.0276 0.0095 0.0106 0. Примечание: Под аббревиатурой зоны показана ее плотность (г/см3). Проценты слагающих зоны слоев – массовые.

Поведение практически всех конденсированных фаз резко меняется на ру беже 14-го резервуара, который в модели соответствует глубине 35 км и переходу «астеносфера – нижняя кора». Причиной этому, несомненно, служит резкое раз личие в составах модельных зон «A» и «SML», а также значительный градиент температуры на данном участке вертикального движения флюида.

Работа выполнена при финансовой поддержке Президиумов СО и ДВО РАН, проект № 117 (09-II-СО-08-006).

Литература 1. Васильев В.И., Чудненко К.В., Жатнуев Н.С., Васильева Е.В. Комплексное компью терное моделирование геологических объектов на примере разреза зоны субдукции // Геоин форматика. 2009. № 3 (принята в печать 01.07.09).

2. Перчук Л.Л. Термодинамический режим глубинного петрогенеза.– М. : Наука, 1973. 318 с.

3. Справочник физических констант горных пород / ред. С. Кларка.– М. : Мир, 1969. 544 с.

4. Теплофизические свойства горных пород / ред. В.В. Бабаева и др.– М. : Недра, 1987. 156 с.

5. Чудненко К.В. ПК «Селектор»: программное средство расчета химических равнове сий минимизацией термодинамических потенциалов. – Иркутск : ИГХ СО РАН, 2005. 97 с.

ОСОБЕННОСТИ ЭВОЛЮЦИИ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ НА МЕДНО-КОЛЧЕДАННЫХ И МЕДНО-ПОРФИРОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ И.В. Гаськов, В.А. Симонов, С.В. Ковязин ИГМ СО РАН, г. Новосибирск, gaskov@uiggm.nsc.ru Многие исследователи, изучающие медно-колчеданные и медно порфировые месторождения, отмечают схожие их черты и даже выделяют объ екты, которые лучше классифицировать как гибридные типы [Large, 2004]. Ис следования медно-порфировых месторождений показывают их генетическую связь с развитием гранит-порфировых рудно-магматических систем, а медно колчеданных с вулканогенными базальт-риолитовыми системами. Изучение расплавных включений в минералах магматических пород колчеданных место рождений Сибири (Юбилейное, Кызыл-Таштыг, Салаирское рудное поле), Ура ла (Яман-Касы, Верхнеуральский рудный район) и медно-порфировых место рождений Монголии (Амар-Хид, Баян-Ула) позволили определить общие осо бенности и выявить некоторую специфику этих рудно-магматических систем на ранних стадиях их развития.

На медно колчеданных месторождениях химические составы расплавных включений в целом близки составу кислых вулканогенных пород, в которых они изучены, и относятся к комплексам нормальной щелочности, а по соотно шению K2O-SiO2, большая часть данных попадает в поле толеитовых серий.

Лишь небольшое количество значений располагается в области известково щелочной серии. Наименьшая вариация суммы щелочей установлена в вулка нитах Верхнеуральского рудного района. Для них же отмечается и минимальная калиевость. Сибирские же месторождения (Юбилейное, Кызыл-Таштыгское и Салаирское) имеют более широкие вариации, как суммы щелочей, так и калия.

В случае медно-порфировых месторождений расплавные включения из кварцевых вкрапленников дацитов рудопроявления Амар-Хид и из гранит порфиров месторождения Баян-Ула по химическому составу соответствуют по родам нормальной щелочности и отвечают низкощелочным риодацитовым риолитовым расплавам. Минимальные значения железистости (FeO/MgO до 5.7) характерны для включений в кварце дацитов. Расплавные включения в кварце из гранит-порфиров более железистые (FeO/MgO около 11-20). По соотноше нию K и Na все они принадлежат к калиево-натриевым сериям.

Температуры гомогенизации расплавных включений на большей части медно- колчеданных месторождениях изменяются в диапазоне 1050-1180 °С и и лишь включения в кварце ранних дорудных порфиров Юбилейного месторож дения имеют температуры 1230-1250 °С. В гранит-порфирах медно-порфировых месторождений они составляют (1030-1180 °С).

По содержанию РЗЭ кислые расплавы на разных колчеданно-полиметал лических месторождениях имеют свою специфику и отражают их условия формирования. Конфигурации этих спектров для расплавных включений в кварце риолитов Юбилейного месторождения и андезитов месторождения Кызыл-Таштыг близки и хорошо согласуются с данными по риолитам Курило Камчатской островной дуги, что подтверждают островодужные условия их формирования. Для них характерно явное обогащение легкими лантаноидами и отчетливый европиевый минимум. Спектры РЗЭ, полученные по расплавам во включениях в кварце из риолита месторождения Кызыл-Таштыг имеют со вершенно другую конфигурацию. Для них отмечается практически горизон тальное положение, свидетельствующее об отсутствии дифференциации в со держании легких и тяжелых лантаноидов, а также фиксируется четкий евро пиевый максимум. Эти данные явно свидетельствуют об иных условиях фор мирования этих пород.

Конфигурация спектров месторождения Яман-Касы также характеризу ются субгоризонтальным положением, но с четким европиевым минимумом.

По характеру распределения РЗЭ эти расплавные включения близки к плагио гранитам толеитового ряда, которые рассматриваются как кислые производные мантийных толеитовых расплавов.

На медно-порфировых месторождениях в расплавных включениях из да цитов (рудопроявление Амар-Хид) в распределении РЗЭ фиксируется повы шенное содержание легких лантаноидов и отчетливый европиевый минимума, а во включениях из гранит-порфиров (рудопроявление Баян-Ула) наблюдается практически хондритовое распределение тяжелых элементов и четкий европие вый минимум.

Из летучих компонентов в расплавных включениях вулканогенных пород колчеданных месторождений нами были определены содержания H2O, F, Cl. По лученные содержания фтора показывают близкие значения для разных колче данных месторождений (0,02-0,08 %) но более низкие по сравнению со сред ними величинами в кислых расплавах (0,13%) [Наумов и др.,2004]. Содержа ния хлора напротив имеют более высокие величины (0,17-0,28 %) по сравне нию с приведенными В.Б. Наумовым с соаторами (0,16 %). По содержанию воды в расплавных включениях, напротив, отмечается резкая дифференциа ция, как на разных месторождениях, так и в разных вулканитах одного место рождения. Наиболее обогащены водой расплавы месторождений Яман-Касы и Юбилейного, где средние содержания H2O составляют соответственно 4, и 3,34 мас.%). Изучение содержания воды отдельно в расплавах дорудных, ру доносных и пострудных вулканитов на примере Юбилейного месторождении показало максимальные её значения в рудоносных расплавах, а минимальные в дорудных, характеризующихся и наиболее высокими температурами гомо генезации (1230-1250 °С).

На медно-порфировых месторождениях устанавлены низкие значения по содержанию воды и хлора во включениях из гранит-порфира (рудопроявление Баян-Ула) (H2O – 0,07-0,55 мас.%;

Cl – 0,02-0,06%) и более высокие для вклю чений из дацитов (рудопроявление Амар-Хид) (H2O – 0,3-0, 76 мас.%;

Cl – 0,13-0,19%).

Определение с помощью ионного зонда содержания рудных элементов и элементов-примесей в кислых расплавных включениях медно-колчеданных ме сторождений показало близкие к кларку содержания большей части элементов.

Лишь содержания меди в кислых расплавах рассмотренных месторождений характеризуются чрезвычайно широкими вариациями. Наиболее высокие со держания установлены в дорудных расплавах Юбилейного месторождения (844-7118 ppm) и в расплавных включениях в кварце риолита месторождения Кызыл-Таштыг (408-3227 ppm). Также на высоком уровне установлены со держания меди в расплавных включениях рудоносного риолита Юбилейного месторождения (124-1393 ppm) и в кислом расплаве из включений в кварце андезита месторождения Кызыл-Таштыг (325-1028 ppm). В то же время, кис лые расплавы месторождения Яман-Касы (до 73,6 ppm) и пострудные распла вы Юбилейного месторождения (25-97 ppm) характеризуются практически кларковыми величинами меди.

На медно-порфировых месторождениях определение содержания рудных элементов и элементов-примесей показало, что значительная часть расплавных включений из гранит-порфиров (рудопроявление Баян-Ула) содержит повы шенные количества меди (400-900 ppm), а во включениях из дацитов (рудопро явление Амар-Хид) эти величины составляют 95-155 ppm.

Таким образом, приведенные данные по расплавным включениям в кис лых рудоносных магматических породах изученных медно-колчеданных и мед но-порфировых рудно-магматических систем выявили их общие и специфиче ские особенности.

Общей главной особенностью рудоносных расплавов обеих рудно магматических систем является повышеные концентрации в них меди, кото рую можно рассматривать как наиболее вероятный источник для последую щего формирования рудоносных флюидов и соотвествующих месторожде ний. Также в этих расплавах отмечаются повышенные содержания Cl. Сход ные данные получены при исследовании расплавных включений в кварце из риолитов месторождения Залдивар, Чили [Campos et al., 2002]. Включения в кварце Залдивара существенно обогащены медью (до 5700 ppm) и намечается определенная положительная корреляция с содержанием хлора. Наличие высо ких содержаний меди в расплавных включениях в кварце порфиров подтвержда ется работами других исследователей: [Dietrich et al., 1999 (до 7000 ppm);

Lehmann, 2004 (до 1000 ppm)].

Близкими также являются температуры гомогенизации расплавов для колчеданных (910-1180°С) и медно-порфировых (1030-1180°C) месторождений.

Вместе с тем химизм расплавов и содержания в них РЗЭ имеют свои специфи ческие особенности как в различных рудно-магматических системах так и на разных месторождениях одной системы, что вероятно определяется как геоди намическими условиями их формирования так и спецификой геологического строения того или иного рудного района.

Литература 1. Наумов В.Б., Коваленко В.И., Дорофеева В.А., В.В.Ярмолюк Средние содержания петрогенных, летучих и редких элементов в магматических расплавах различных геодина мических обстановок // Геохимия. 2004. № 10. C. 1113-1124.

2. Campos, E., Touret, J.L.R., Nikogosian, I., Delgado, J., 2002. Overheated, Cu-bearing ma gas in the Zaldivar porphyry-Cu deposit, Northern Chile. Geodynamic consequences. Tectonophys ics 345 (1-4), 229-251.

3. Dietrich A., Lehmann B., Wallianos A., Traxel K. High copper and silver abundances in melt inclusions of Bolivian tin porphyry systems // Miner. Deposits: Processes to Processing, Rot terdam;

Brookfield (Vt), A. A. Balkema, Proc. 5th Quadren. IAGOD Symp., London. 22-25 Aug.

1999. Р. 337-339.

4. Large R.R., 2004. SEG Presidential address: ore deposit models. The deposit spectrum and hybrid ore deposits. Predictive Mineral Discovery Under Cover. SEG Conference. 27 September – 1 October. 2004. Perth. Australia. Centre for global Metallogeny. The University of Western Aus tralia. Publication 33, 162-164.

5. Lehmann, B., 2004. Metallogeny of the Central Andes: geotectonic framework and geo chemical evolution of porphyry systems in Bolivia and Chile during the last 40 million years. Met allogeny of the Pacific Northwest: tectonics, magmatism and metallogeny of active continental margins. Vladivostok: Dalnauka, 118-122.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ 09-05- ГЕОСПИДОМЕТРИЯ И ТЕРМОХРОНОЛОГИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ СИСТЕМ В.Ю. Герасимов ИГЕМ РАН, Gera@igem.ru С точки зрения термодинамики, в термохронологии рассматривается класс явлений, которые характеризуют переход системы из равновесного со стояния в неравновесное. Так, термин “закрытие” петрологических или геохро нологических систем [Dodson, 1973] введен для характеристики переходных состояний в условиях охлаждения, когда за счет уменьшения скорости массо переноса в системе нарушается термодинамическое равновесие, – возникают градиенты потенциалов. Изотопные геохронометры включаются, когда химиче ский потенциал продуктов распада радиоактивных элементов не успевает вы равниваться в среде, и дочерние атомы начинают накапливаться в структуре минералов в заметном количестве. В термобарометрии, неравновесное проте кание обменных реакций приводит к образованию диффузионных зон на гра нице раздела минералов, такие зоны характеризуются встречными потоками компонентов и являются потенциальными термохронометрами. По ним, с по мощью моделирования диффузионных процессов, удается определить скорость охлаждения. В свою очередь, независимая оценка скорости охлаждения позво ляет выполнить корректные оценки температур закрытия изотопных систем минералов и правильно интерпретировать сопряженные с ними возрастные да тировки. Расчеты показывают, что в зависимости от скорости охлаждения раз ница во времени между термальным событием (пиком метаморфизма, магма тизма) и моментом включения радиоизотопных “часов” может составить пер вые миллионы и даже сотни миллионов лет. Термохронолгический подход в анализе температурной эволюции различных геологических объектов хорошо зарекомендовал себя на практике [Герасимов, Савко, 1995;

Gerasimov et al., 1997;

Герасимов, 1997;

Герасимов и др., 1998;



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 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.