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 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 4 ] --

Philippot et al., 2001] и носит универсальный характер. Температура закрытия (Tc) геохронологической сис темы в условиях медленного охлаждения, согласно Додсону, может быть опре делена как температура момента времени, которому соответствует ее измерен ный с помощью радиоизотопных методов (“кажущийся”) возраст. Температура закрытия изотопной системы минерала определяется выражением:

Tc=R/[Qln(A Do/a2)] (1) где R, это газовая постоянная, Q – энергия активации диффузии, – постоян ная времени связанная с коэффициентом диффузии D и скоростью остывания, а – характерный размер диффузионной системы (эффективный радиус), и A – численная константа. По мнению Додсона, фиксация температуры при «замо розке» геохимической системы, в условиях медленного остывания твердой фа зы на контакте с большим резервуаром, принципиально не отличается от моде ли записи температуры закрытия геохронологической системы. В общем случае температура закрытия системы зависит от энергии активации диффузии, ли нейных размеров кристаллов, геометрии среды, скорости охлаждения систе мы, а так же величины энтальпии обменных реакций (минеральные равнове сия) и констант радиоактивного распада (изотопные системы). В петрологиче ских исследованиях, по изучению обратимости минеральных равновесий в ус ловиях регрессивной температурной эволюции, термин «температура закры тия» практически не использовался [Lasaga, 1983;

Spear, 1991;

Герасимов, 1992]. Но в силу естественных причин, авторы этих исследований, в той или иной форме, тоже решали вопрос о температуре закрытия петрологических систем с точки зрения кинетики катионно-обменных реакций. При постановки диффузионных задач использовалось понятие начальной температуры нерав новесного массообмена в системе (To), которая, по сути, является аналогом температуры закрытия изотопных систем. В работе Антонио Ласаги [Lasaga, 1983], посвященной геоспидометрии и моделированию диффузионной зональ ности в гранатах, был проведен анализ условий, при которых измеренные со ставы ядер граната могут быть использованы для термобарических оценок, без опасения, что первичные равновесные составы были изменены в ходе поздне го ретроградного диффузионного обмены между минералами. Было показано, что степень обратимости твердофазовых реакций можно оценивать с помо щью безразмерного параметра:

a 2Qs.

D 0 RT Если 10, то состав центральных частей зерен минералов (ядер граната или других минералов участников обменной реакции) остаются неизмененны ми. До них практически не доходит фронт ретроградной диффузии, вызванный перераспределением компонентов между фазами в условиях охлаждения на ретроградной стадии метаморфизма. Чем больше величина параметра, тем лучше сохранность исходно состава минералов и лучше работает геотермометр.

Величина параметра увеличивается с ростом скорости охлаждения – s и разме ров минерала – a, а уменьшается при увеличении коэффициента диффузии – D0.

Если 10 [Lasaga, 1983], то центральная часть зерен граната всегда сохраняет свой первичный равновесный состав, существовавший до начала ретроградного диффузионного обмена компонентов между фазами, а геотермо метр фиксирует температуру закрытия петрологической системы. Вариации ве личин энтальпий обменных реакций при этом не имеют существенного значе ния. Схожий парадокс существует и при моделировании температур закрытия радиоизотопных систем. Согласно Додсону [Dodson, 1973], А – численная кон станта в уравнении (1), которая зависит от геометрии системы и констант рас пада родительских радионуклидов. Если скорость распада мала по сравнению с величиной константы времени охлаждения, то А принимает значения 55, 27 или 8.7 для объемной диффузии в сфере, цилиндре или тонком плоском слое соот ветственно. Если скорость распада велика, то А принимает меньшие значения.

Таким образом, на практике температура закрытия изотопных систем очень слабо зависит от констант радиоактивного распада. Поскольку работа Додсона концентрировалась в основном на феномене закрытия системы, в то время как в петрологических работах в основном речь шла о количественном моделирова нии ретроградной диффузионной зональности и определении степени работо способности геотермометров, то остается некоторая неуверенность в том, что критерии Ласаги действительно отражают условия закрытия петрологических систем, в контексте понимания формализма Додсона. Принимая, что в обоих случаях температура закрытия системы То характеризует переход системы из равновесного состояния в неравновесное, сравнивая исходные формулы, после алгебраических преобразований, приходим к выводу, что =A. При этом, для геотермометров, в случае бинарной диффузии, начиная с температуре Tо на границе раздела фаз появляется диффузионная зональность. А для геохроно метров, продукты радиоактивного распада начинают накапливаться в объеме минерала, тогда как в равновесном состоянии изотопная система была откры той и свободно обменивалась веществом с внешней средой.

Все это подтверждает верность первоначальная интуитивная догадка Додсона о том, что условия сохранности температур при “заморозке” геохи мической системы, принципиально не отличается от записи температуры за крытия геохронологической системы. Это означает что в идеальном случае температурные оценки, полученные по минеральным термометрам должны быть близки к температурам закрытия минералов, рассчитанным по коэффи циентам диффузии соответствующих компонентов. Важным следствием та кого подхода, является возможность использования на практике T-s-a (тем пература закрытия, скорость охлаждения, размер кристалла) диаграмм для различных минеральных и изотопных сенсоров, с целью определения темпе ратур закрытия, как функции скорости охлаждения системы и размера мине ральных зерен. В качестве примера была рассчитана T-s-a диаграмма для оп ределения температур блокирования диффузии Fe и Mg в твердом растворе граната (рис. 1). Показано, что изолинии постоянного размера кристалла мо гут быть аппроксимированы степенными функциями, а уменьшение скорости охлаждения на четыре порядка приводит к уменьшению температур закры тия для граната примерно на 100-150 °С.

При увеличении радиуса зерна на один порядок температура закрытия увеличивается примерно на 100 °С. Если температура максимума метамор физма превышала модельную температуру закрытия, то роль твердофазовой диффузии в кристалле остается существенной. Тогда, в условиях регрессив ной температурной эволюции метаморфического процесса, чем больше ско рость охлаждения системы и чем крупнее зерна граната, тем выше темпера тура закрытия и выше окажутся термобарические оценки (при прочих равных условиях). Кроме того, при появлении возможности независимой оценки скорости охлаждения метаморфической системы, диаграмма превращается в эффективный геотермометр. Если температура процесса была заведомо ниже модельной температуры закрытия, то велика вероятность сохранения пер вичной ростовой зональности граната при любых сценариях температурной Рис. 1. Диаграмма зависимости температуры закрытия Fe-Mg диффузионной системы граната (Grt) от величины скорости охлаждения (s) и размера кристаллов – радиуса зерен – (а), рассчитанная с использованием экспериментальных диффузионных констант [Герасимов, 1987] и формализма Додсона [Dodson, 1973] эволюции процесса. Роль диффузионного массопереноса в кристаллах стано вится незначительной. Практически это означает, что в метаморфических комплексах низких и умеренных температур (Т500-550 °С), гранаты пироп альмандинового ряда должны сохранять ростовую зональность, а термобари ческие оценки лучше всего проводить с использованием состава минераль ных включений, локализованных в соответствующих участках зональности кристаллов граната (случай ультралокального равновесия).

ПРОЦЕССЫ ГРАНИТИЗАЦИИ В УСЛОВИЯХ АМФИБОЛИТОВОЙ И ГРАНУЛИТОВОЙ ФАЦИИ, АЛДАНСКИЙ ЩИТ В.А. Глебовицкий, И.С. Седова Институт геологии и геохронологии докембрия РАН В сообщении рассматривается геохимическая эволюция мигматитовых полей и процессы гранитизации в зонах амфиболитовой и гранулитовой фаций в верхнем течении р. Алдан (от устья р. Унгры до устья ручья Юетепнээха), где обнажаются породы фундамента и курумканской (верхнеалданской) свиты [1, 2, 3, 4]. Трудами многих исследователей установлено, что современный облик этого региона сформировался в течение двух тектоно-метаморфических циклов, алданского и унгринского [2]. Условия метаморфизма изменялись с юга на се вер от амфиболитовой (Т = 650-700 °С, Р= 4.5-5 кбар, во флюиде XH2O = 0.8-0.9) до гранулитовой фации (Т = 800-850 °С, Р =6-6.5 кбар, XH2O =0.4-0.5) [5]. Была выяв лена последовательность процессов гранитизации, мигматизации и реоморфиз ма, изучены особенности химического состава продуктов этих процессов с помо щью линейной дискриминантной функции и метода главных компонент [6, 7, 8], оценены PT-параметры процессов методами термобарометрии, а также получено представление о флюидном режиме и его эволюция на основании исследования флюидных включений [9], газовой хроматографии и масс-спектрометрии [10].

В двупироксеновых сланцах, гиперстеновых и гранатсодержащих гнейсах в условиях гранулитовой фации по кристаллизационной сланцеватости разви вались серии послойных тонких жил тоналит-трондьемитового состава (Lc0).

Затем формировались мелкие прерывистые и более мощные пятна, полосы и поля Lc1, объединяющие последовательно развивающиеся эндербито-, чарно кито- и гранитогнейсы, содержащие скиалиты в разной степени преобразован ного субстрата (небулиты). Lc1 изгибаются в складки F2, по осевым поверхно стям которых располагаются лейкосомы полосчатых мигматитов Lc2. Лейкосо мы третьей генерации Lc3 использовали раннюю кристаллизационную сланце ватость, а также возникали по секущим зонам, образуя ветвистые мигматиты.

При большом насыщении ими мигматитов, эндербито-, чарнокито- и гранитог нейсов происходила мобилизация всей массы пород, и возникали реоморфиче ские тела чарнокитов и гранитов. Дайки основных пород (двупироксеновые ор тосланцы) отделяют чарнокиты от широко проявленной новой вспышки мигма титообразования и гранитизации, образующие грубополосчатые лейкосомы Lc с переотложением граната и образованием гранат-плагиоклазовых пород, в кристаллических сланцах это – пироксенсодержащие диориты, в эндербито- и чарнокитогнейсах – средне и крупнозернистые граниты с гиперстеном и грана том. Количество лейкосом достигает 50-60 %, так что появляются поля гранато вых гранитогнейсов. Несколько позднее в них развивались ассоциации ортоклаза с ортопироксеном и происходила мобилизация чарнокитогнейсов и чарнокитов, приводящая к формированию поздних чарнокитов Lc5(сh) и гранитов Lc5(grn), которые нередко располагались по осевым поверхностям складок F5. Эта по следовательность мигматитообразования и гранитизации Lc0Lc1(endgnchgngrngn) Lc2Lc3(ch)gbrLc4Lc5(chgrn), установленная для гранулитовой фации, в общих чертах повторяется и в зоне амфиболитовой фации, но лейкосомы в последней представлены биотитовыми плагиогранитами и гранитами, иногда с гранатом, а в переходной зоне в них присутствует роговая обманка и клинопироксен.

Среди эндербитогнейсов по соотношению Ab-An-Ort преобладают тонали ты (56 % обр.) и трондьемиты (38 %), нормальнокалиевые и низкокалиевые, c ве личиной ASI=1.00±0.15 и железистостью F = 62.16±7,04. Чарнокитогнейсы пред ставлены высоко- и ультравысококалиевыми гранитами (48 %) и кварцевыми монцонитами (31%), в меньшей мере гранодиоритами (17 %) с ASI = 1,04±0.11, F = 65.55±8.95. Гранитогнейсы относятся к гранитам (78 %) и в меньшей мере кварцевым монцонитам (22 %) высоко- и ультравысококалиевой серии с ASI = 1.06 ± 0.08, F =70.56 ±11.43. Среди гранитогнейсов амфиболитовой фации (Lc1am) преимущественным развитием пользуются граниты (72 %), высоко- и ультравысококалиевой серии с ASI = 1.02 ± 0.18, F = 73.79 ± 12,56, и в меньшей ме ре несколько более ранние трондьемиты (14%) низко- и нормальнокалиевой се рии с ASI = 0.92 ± 0.08 и F =64.93 ± 2.06. Параавтохтонные образования Lc3gr (чар нокиты), формирующиеся в гранулитовой фации, представлены преимущест венно гранитами (49 %), в меньшей мере кварцевыми монцонитами (14 %) вы соко- и ультравысококалиевой серии. Менее развиты тоналиты (27 %), трондь емиты (5 %) и гранодиориты (8 %). Эти вариации связаны с неоднородным со ставом вмещающих пород. Перемещенные гранитоиды амфиболитовой фации Lc3am более однородны. Это преимущественно высоко- и ультравысококалие вые граниты (83 %) с небольшой долей трондьемитов (9%) и кварцевых монцо нитов (4 %). Значения ASI в Lc3gr и Lc3am соответственно – 1.12 ± 0.34 и 1.00 ± 0.10, а F – 64.18 ± 11.71 и 72.8 ± 10.70.

Остановимся на двух вопросах: что происходит с субстратом при грани тообразовании и каковы различия между продуктами ультраметаморфизма гранулитовой и амфиболитовой фации. При формировании эндербито-, чарно китогнейсов и чарнокитов значимое уменьшение содержания V, Co, Ni парал лельно с обеднением пород Ti, Mg, Fe и возрастанием Si, K, Rb, Ba, Pb проис ходит при переходе от субстрата к небулитам (Lc1). Значимых изменений в содержании других малых элементов, в том числе и REE, не отмечается.

Уменьшаются величины отношения K/Rb и возрастают Rb/Sr. Эндербитогней сы, развивающиеся по кристаллическим сланцам, имеют более высокие со держания Са, Fe и Mg, чем эндербитогнейсы в пироксеновых гнейсах. На ста дии перехода от чарнокитогнейсов к чарнокитам не происходит существенно го изменения состава пород как в отношении главных, так и малых элементов, в том числе и REE. Это связано с тем, что чарнокиты возникают при диатек сисе и мобилизации чарнокитогнейсов. Отметим лишь тенденцию уменьше ния Sr, Ba и Rb к чарнокитам, как и увеличение доли образцов с положитель ной аномалией Eu (до 50 %), причем положительная Eu аномалия характерна для образцов с низким содержаниями LREE (100-150 ppm) и HREE (10 ppm).

Cледует отметить, что образование полей чарнокито- и гранитогнейсов по толщам гнейсов и глиноземистых гнейсов, которые содержат до 30 % и более кристаллических сланцев основного состава, требует значительного привноса щелочей и Si. Приблизительно такая же направленность изменения состава пород характерна и для амфиболитовой фации при образовании плагиограни тогнейсов и затем гранитогнейсов и гранитов. Эта направленность типична для подобных процессов в других регионах [11, 12, 13] Сравнения составов гранитоидов гранулитовой и амфиболитовой фаций произведено на основании 51 анализa пород на 29 элементов, полученных ме тодом ICP MS. Значимо более высокие содержания Co, Ni, V, Pb, U отличают сводную группу Lc1gr от Lc1am. Такие же различия характерны и для Lc3gr и Lc3am. Что касается породообразующих элементов, то различия зафиксированы по Ti, Mg, Fe, Ca, К и Si. Содержания двух последних всегда ниже, а осталь ных выше в породах гранулитовой фации. Несмотря на перекрытие значений K/Rb, отмечается четкая тенденция возрастания этого отношения в образова ниях амфиболитовой фации относительно гранулитовой. Ранее отличие групп пород двух фаций по породообразующим окислам было подтверждено мето дами главных компонент и линейной дискриминантной функции [6, 7, 8]). По добные закономерности установлены при изучении переходов от амфиболито вой к гранулитовой фации для многих комплексов [11, 13, 15]. Практически нет различия в содержании и характере спектров REE в породах сравниваемых двух фаций. Можно только отметить тенденцию более высоких значений La/Yb отношения в продуктах ультраметаморфизма гранулитовой фации от носительно амфиболитовой (табл. 1, рис. 2).

Литература 1. Другова Г.М., Чухонин А.П., Морозова И.М. и др. // Сов. Геология. 1984. № 11. С. 82-88.

2. Кицул В.И., Дук. В.Л. В кн.: Эндогенные режимы формирования земной коры и ру дообразования в раннем докембрии. Л. : Наука. Ленинградское отделение, 1985. С. 217-235.

3. Другова Г.М., Московченко Н.И., Шемякин В.М. // Эволюция раннедокембрийской литосферы Алдано-Олекмо-Станового региона. Л. : Наука. Ленинградское отделение, 1987, С. 12-22.

4. Jahn B.-M., Gruau G., Capdevila R. et al. // Precambrian Research. 1998. V. 91. P. 333-363.

5. Glebovitsky V.A., Vapnik Ye.A., Sedova I.S. // Geologicky Zbornik – Geologica Carpathica. 1990. V. 41. № 6. P. 641-652.

6. Глебовицкий В.А., Седова И.С., Другова Г.М., Вапник Е.А. В кн.: Эволюция ран недокембрийской литосферы Алдано-Олекмо-Станового региона. Л. : Наука. Ленинград ское отделение, 1987. С. 23-57.

7. Седова И.С., Крылов Д.П., Глебовицкий В.А. В кн.: Метаморфические образования докембрия Восточной Сибири. Новосибирск : Наука. С.О., 1988. С. 10-20..

8. Sedova I.S., Krylov D.P., Glebovitsky V.A. // Precambrian Researrch. 1993. V. 62 P. 431-451.

9. Вапник Е.А., Седова И.С. // Зап. ВМО. 1986. Ч. 105. Вып. 4. С. 410-421.

10. Седова И.С., Лохов К.И., Вапник Е.А. // Петрология. 1993. Т. 1. № 2. С. 235-248.

11. Ножкин А.Д., Туркина О.М. Геохимия гранулитов Каннского и Шарыжалгайского комплексов. Новосибирск : ОИГММ СО РАН, 1993. 223 с.

12. Петрова З.И. Геохимия гранулитогнейсовых комплексов: Автореф. дис. д-ра геол. мин. наук. Иркутск : ИГХ СО АН СССР, 1990. 52 с.

13. Левицкий В.И. Петрология и геохимия метасоматоза при формировании континен тальной коры. Новосибирск : Академическое издательство «ГЕО», 2005. 340 с.

14. Hansen E., Ahmed K., Harlov D. // Lithos. 2002. V. 64. P. 29-47.

15. Rudnick R.L., Presper T. // In: Vielzeuf D.,Vidal Ph. (Eds.), Granulites and Crustal Evo lution. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht. P. 523-550.

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ КИМБЕРЛИТОВОГО РАСПЛАВА С МЕГАКРИСТАМИ ИЛЬМЕНИТА (НА ПРИМЕРЕ КИМБЕРЛИТОВ КЕПИНСКОГО ПОЛЯ ААП) А.Б. Голубкова1, А.А. Носова2, В.А. Ларченко3, А.П. Гунин МГУ, Москва, nastya.golubkova@gmail.com;

2ИГЕМ РАН, Москва, nosova@igem.ru;

АК «Алроса-Поморье», Архангельск, larko@atnet.ru Mg-ильменит (Mg-Ilm) является одним из характерных минералов в кимберлитах: состав Mg-Ilm используют при прогнозной оценке алмазоносно сти кимберлитовых тел, а также для оценки T-fO2 либо в области источника ким берлитового расплава, либо в области взаимодействия этого расплава с породами мантии, в зависимости от того, какой предполагается генезис мегакристов.

Основным объектом исследования в работе стал Mg-Ilm из богатых кар бонатом кимберлитов силла 748д Кепинского поля Архангельской алмазонос ной провинции (ААП), расположенного в 370 м юго-восточнее трубки Котуга.

Силл сложен существенно доломитовыми кимберлитами, которые обогащены мегакристами Mg-Ilm.

Изотопный состав Sr в доломите (отношение 87Sr/86Sr в карбонатной вытяж ке составило 0,70508), морфология выделений и наличие включений F-апатита позволили предположить образование зональных пластинчатых зерен карбона тов в результате воздействия карбонатсодержащего флюида. Состав пород (вы сокие содержания TiO2, обогащение HFSE и LREE) типичен для кимберлитов Кепинского поля, кроме того, они имеют ряд общих минералогических и гео химических черт с карбонатными кимберлитами силлов р. Мела ААП.

Из всех изученных объектов кимберлитового магматизма ААП Mg-Ilm силла 748д по содержанию Mg и Cr сопоставим только с Mg-Ilm алмазоносной трубки им. В. Гриба, поэтому было важно установить причины появления таких ультра-Mg и ультра-Cr составов среди мегакристов Mg-Ilm в силле, что может иметь значение при проведении прогнозно-поисковых работ в регионе.

Для мегакристов Mg-Ilm был проведен комплекс исследований, который включил в себя определение состава с помощью электронных зондов, микро элементного состава методом ICP-MS и изотопного состава Sr методом TIMS.

Среди мегакристов Mg-Ilm силла 748д было выделено 3 группы по морфо логии, особенностям состава, характеру зональности и вторичных изменений.

Для Mg-Ilm I,а группы характерно увеличение содержания от центра к краю зе рен Mg (11,57-13,02 мас.%) и уменьшение содержания Cr (1,74-0,98 мас.%).

В краевых частях зерен развивается мелкозернистый Ilm, практически не содер жащий примесей. Mg-Ilm группы I,б характеризуется увеличением содержания MgO от центра к краю зерен с последующим переходом в мелкозернистый Ilm, отвечающий по составу практически чистому FeTiO3;

аналогично, увеличивается от центра к краю содержание Cr (1,30-4,33 мас.%). В краевых частях зерен в со ставе Mg-Ilm появляется Zn, а в реакционных каймах рутил. В Mg-Ilm группы II от центральных к краевым частям зерен происходит увеличение содержания MgO (11,45-17,94 мас.%) и Cr2O3 (1,17-5,70 мас.%). Также в составе реакционных кайм Mg-Ilm появляются шпинелиды, отвечающие по своему составу титаномаг нетиту с повышенным содержанием Cr. Mg-Ilm III группы часто присутствуют в ассоциации с рутилом. Для него характерна как прямая, так и обратная зональ ность по Mg и Cr. Содержание MgO изменяются в пределах – 11,28-17,53 мас.%, в среднем, составляют 16-17 мас.%;

содержание Cr2O3 имеет диапазон 2,12 6,31 мас.%. Для изученных Mg-Ilm силла 748д можно выделить два основных тренда изменения состава: в сторону увеличения содержания MgTiO3 («магмати ческий» тренд) и FeTiO3 («реакционный» тренд) [Haggerty et al., 1979].

Изменение состава от центра к краю зерен Mg-Ilm групп I (а, б) протекает с увеличением доли Fe2+ относительно (Fe2+ + Fe3+) (рис. 1). Для Mg-Ilm групп II и III отмечается перегиб трендов изменения состава, при этом все составы Mg Ilm группы II, для которых были зафиксированы шпинелиды в реакционных каймах, лежат после перегиба кривой.

Таким образом, образование шпинелидов, вероятно, происходило при пе реходе к более окислительным условиям. Последнее может быть связано с де газацией расплава. По составам сосуществующих Mg-Ilm и шпинелидов были рассчитаны с использованием Ilm-Mt термо-оксибарометра [Sauerzapf et al., 2008] T-fO2 изменения Mg-Ilm с образованием шпинелидов. Полученные оцен ки указывают, что процесс изменения Mg-Ilm происходил при T от 1084 до 1162 °С, а фугитивность кислорода соответствовала от 0,69 до 1,24 lgQFM.

Исследование микроэлементного состава мегакристов Mg-Ilm показало, что распределение лантаноидов в них характеризуется преобладанием LREE над HREE, причем LREE сильно фракционированы;

мегакристы сильно обога щены Nb (до 1283 г/т) и Ta (до 261 г/т). Аналогичные геохимические особенно сти характерны и для микроэлементного состава мегакристов Mg-Ilm из трубки им. В. Гриба [Kostrovitsky et al., 2004]. Центральные части мегакристов относи тельно краевых обогащены LREE, в них происходит увеличение содержания Th, U, Pb и уменьшение Nb и W.

По полученным составам мегакристов Mg-Ilm с использованием соответ ствующих коэффициентов распределения [Fujimaki et al., 1984] между Mg-Ilm и кимберлитовым расплавом был рассчитан модельный состав расплава, находя щегося в равновесии с Mg-Ilm. На рис. 2 представлено сравнение полученных данных по модельному составу расплава с валовым составом породы в распре делении REE. Полученные спектры являются субпараллельными, что позволяет сделать предположение о генетической связи между мегакристами Mg-Ilm и кимберлитовым расплавом.

По изотопному составу Sr мегакристы Mg-Ilm силла 748д оказываются близкими к Mg-Ilm трубки Котуга (отношение (87Sr/86Sr)0 составляет 0,70638 и 0,70633 соответственно), и Sr в них несколько обогащен 87Sr по сравнению с мегакристами Mg-Ilm трубки им. В. Гриба (0,70523, данные В.А. Первова).

По изотопному составу Sr мегакристы Mg-Ilm силла 748д оказываются близкими к Mg-Ilm трубки Котуга (отношение (87Sr/86Sr)0 составляет 0,70638 и 0,70633 соответственно), и Sr в них несколько обогащен 87Sr по сравнению с мегакристами Mg-Ilm трубки им. В. Гриба (0,70523, данные В.А. Первова).

Таким образом, реакционное изменение Mg-Ilm с образованием шпине лидов происходило при переходе к более окислительным условиям, что соот ветствует переходу от буфера QFM к NNO примерно на 1 логарифмическую единицу. Кроме того, результатом изменения Mg-Ilm являются шпинелиды, а не перовскит, обычно отмечаемый в кимберлитах, что может быть следствием высокой активности CO32-.

Fe 2+/(Fe2++Fe3+) 0. 0. 0. 0. 0 0.04 0.08 0. Cr3+ Рис. 1. Диаграмма состава Mg-Ilm в координатах Cr3+ Fe2+/(Fe2+ + Fe3+) О – составы Mg-Ilm групп I, а и б;

+ – составы Mg-Ilm группы II;

– составы Mg-Ilm группы III;

– составы краевых частей зерен Mg-Ilm, для которых были рассчитаны T и fO по составу сосуществующих Mg-Ilm и шпинелидов.

Тренды изменения состава от центра к краю в Mg-Ilm разных групп:

Mg-Ilm группы I, a;

Mg-Ilm группы I, б;

Mg-Ilm группы I, б (изменение состава в краевых частях зерен);

Mg-Ilm группы II;

Mg-Ilm III группы Валовый состав породы, 748д-1/ порода/хондрит Состав расплава, рассчитанный по Kd и составу ильменита 100 обр.748д-1/123,2- Состав расплава, рассчитанный по Kd и составу ильменита обр. 748д-1/123,2- Состав расплава, рассчитанный по Kd La Ce Nd Sm Dy Er Yb Lu и составу ильменита обр.748д-1/123, Рис. 2. Сравнение распределения REE в рассчитанных по составу Mg-Ilm модельных расплавах с измеренным валовым составом породы. Данные нормированы на состав хондрита C1 по Sun, McDonough, По сравнению с ильменитами из ксенолитов гранатовых пироксенитов в щелочных базальтах [Zack, Brumm, 1998] в Mg-ильменитах силла 748д наблю дается сильное обогащение LREE. Вероятно, это связано с разным составом ме тасоматизирующего расплава, более обогащенного LREE в случае кимберлитов по сравнению со щелочными базальтами.

Литература 1. Fujimaki H., Tatsumoto M., Aoki K.-I., 1984. Partition coefficients of Hf, Zr, and REE be tween phenocrysts and groundmasses. Journal of Geophysical Research 89, P. 662-672.

2. Haggerty S.E., Hardie R.B. III, McMahon B.M., 1979. The mineral chemistry of ilmenite nodule associations from the associations from the Monastery diatreme;

in F.R. Boyd, and H.O.A.

Meyer, Eds., The Mantle Sample: Inclusions in kimberlites and other volcanics, p. 249-256. Ameri can Geophysical Union, Washington, D.C.

3. Kostrovitsky S.I., MalkovetsV.G., Verichev E.M., GaraninV.K., Suvorova L.V., 2004.

Megacrysts from the Grib kimberlite pipe (Arkhangelsk Province, Russia). Lithos 77, P. 511-523.

4. Sauerzapf U., Lattard D., Burchard M., Engelmann R., 2008. The titanomagnetite – ilmenite equilibrium: new experimental data and thermo-oxybarometric applications to the crystallization of basic to intermediate rocks. Journal of Petrology. 49(6), P. 1161-1185.

5. Zack T., Brumm R., 1998. Ilmenite/liquid partition coefficients of 26 trace elements deter mined through ilmenite/clinopyroxene partitioning in garnet pyroxenite. Extended Abstracts of the 7th International Kimberlite Conference. Cape Town: University of Cape Town. P. 986-988.

ИСТОЧНИКИ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СУЛЬФИДО-СИЛИКАТНЫХ МАГМ НОРИЛЬСКОГО РАЙОНА (ГЕОЛОГИЯ, ГЕОХИМИЯ, ЭКСПЕРИМЕНТ) Н.С. Горбачев ИЭМ РАН, г. Черноголовка, gor@iem.ac.ru Введение. Прошло четверть века как ушел из жизни М.Н. Годлевский (1902-1984), крупнейший исследователь магматических сульфидных месторож дений. 50 лет назад им была опубликована небольшая, 69 страниц монография «Траппы и рудоносные интрузии Норильского района», в которой впервые рас смотрены условия образования суперконцентраций сульфидов в достаточно не больших по объему (3-5 км3 ) интрузивах и связь их с трапповым магматизмом.

Предложенная им периодизация вулканизма района, основанная на принципе тектономагматической цикличности, выявленные генетические связи лав и ру доносных интрузивов, особенности и физико-химические условия формирова ния и дифференциации сульфидной магмы не потеряли своего значения и в на стоящее время.

Интерес к трапповому магматизму Норильского района не случаен. Среди трапповой формации Сибирской платформы Норильский район отличается наи более высокой интенсивностью процессов магмообразования. Только здесь сформировались месторождения сульфидных платино-медно-никелевых руд, ко торые входят в число крупнейших месторождений никеля и платиновых метал лов мира. В настоящей статье, посвященной памяти М.Н. Годлевского рассмот рены современные геологические, петрохимические и экспериментальные дан ные и на их основе обсуждается модель рудообразующего процесса, оценены его масштабы и перспективы территории в отношении сульфидного оруденения.

Геология и магматизм. Трапповый магматизм района развивался на имею щей блоковое строение С-З части Сибирской платформы. Глубинное строение территории характеризовалось наличием в мантии протолитов древней океани ческой коры, субдуцированной при коллизии Таймыро-Североземельской облас ти и Сибирской платформы. Фундамент платформы Ar-Pr возраста перекрыт мощным (12-14 км) Pr-Pz осадочным чехлом, состоящим из глинистых пород, эвапоритов, карбонатных, черносланцевых и угленосных отложений, медистых песчаников и эффузивами.

Тектономагматическая (ТМ) активизация, инициированная Сибирским суперплюмом, носила циклический характер со сменой режимов растяжения, с интенсивным эффузивным вулканизмом, режимами сжатия, с его затуханием.

Главные ее этапы 1) ранний (рифтогенный), 2) переходный и 3) поздний (рассе янного спрединга). Вулканизм первых двух этапов развивался только в преде лах района, третьего – на всей территории трапповой провинции (плато Путо рана, Тунгусская синеклиза). Цикличный характер ТМ деятельности отчетливо проявлен в эффузивах, состоящих из более чем 200 лавовых и 30 туфовых по кровов, разделенных на 11 свит, на 90 % представленных лавами.

Рудные узлы, площадью 100-150 км2 включают рудоносные интрузивы верхне-норильского (ВН) и внедрившиеся несколько раннее безрудные интру зивы нижне – норильского (НН) типов. Локализованы они в зонах сочленениия Норильско-Хараелахского глубинного разлома с краевыми частями Нориль ской и Хараелахской мульд.

Петрохимия. По геохимическим особенностям лав и интрузивов выделяют ся два типа первичной базальтовой магмы – обогащенной (ВТ) и обедненной (НТ) титаном. Хотя в результате различных процессов дифференциации они изменяли состав, однако дифференциаты наследовали геохимические признаки первичной магмы. Исключительно эффективным индикатором для разделения ВТ и НТ маг матических образований служат диаграммы Gd/Yb-La/Sm, индикаторами коровой контаминации – изотопный состав Sr и Nd, отношение La/Sm, индикаторами сульфидно-силикатного расслоения магм – обеднение их производных рудными элементами – Сu, Ni, платиновыми металлами, отношения Cu/Zr, Pd/Zr, диаграм мы La/Sm- Cu/Zr, Pd/Zr и др. [Lightfoot et al., 1990;

Naldrett et al., 1992].

Производные ВТ магмы (снизу вверх) – ивакинская (iv), сыверминская (sv), гудчихинская свиты (gd) с высоким ( 2) отношением Gd/Yb формировались в хо де первого этапа. После длительного перерыва вулканической деятельности формировались производные НТ магмы – туфогенная хаканчанская (hk), ту клонская (tk) и надеждинская (nd) свиты второго, моронговская (mr), мокула евская (mk), хараелахская (hr), кумгинская (km) и самоедская (sm) свиты третьего этапов с низким ( 2) отношением Gd/Yb.

В геохимическом отношении интрузивы НН типа сходны с лавами верхней части надеждинской свиты (nd3) конца второго этапа, а рудоносные интрузивы ВН типа – с лавами моронговско-мокулаевской (mr2 – mk) свит начала третьего этапа (рис. 1 б). Используя сходство геохимических параметров лав и интрузи вов в качестве теста их комагматичности, можно сделать вывод, что интрузивы НН типа комагматичны лавам (nd3) свиты, а интрузивы ВН типа – лавам mr2 – mk свит, что определяет время их становления: интрузивы НН типа – в конце вто рого этапа, интрузивы ВН типа – в начале третьего этапа. В тоже время, наряду с геохимическим сходством лав и интрузивов, наблюдаются и отличия, обу словленные процессами дифференциации. В отличие от комагматических им базальтов НН интрузивы обогащены магнием и хромом, а рудоносные ВН ин трузивы, кроме того, содержат вкрапленные и сплошные сульфидные руды.

Аномальным геохимическим составом отличаются лавы nd свиты. Сохра няя геохимические метки первичной НТ магмы, они обогащены SiO2, LREE и другими литофильными элементами, имеют высокие значения Sr и низкие Nd, обеднены Fe, Cr, Mg. Отличаются они также резким дефицитом халькофильных рудных элементов – Ni, Cu, Au и особенно PGE. Обращает также внимание вер тикальная геохимическая зональность лав nd свиты с максимумами аномальных геохимических характеристик в нижней и средней (nd1 – nd2) ее частях. Ано мальный геохимический состав лав nd свиты объясняется дифференциацией родоначальной магмы НТ типа с участием процессов коровой контаминации, кристаллизационной дифференциации, сульфидно-силикатной ликвации и фракционирования. В результате этих процессов происходило преобразование родоначальной магмы tk типа в силикатный расплав nd типа и кумулос, обога щенный сульфидами, протовыделениями оливина, хромита. В nd время в усло виях растяжения происходило излияние лав nd свиты, затем внедрение оста точных порций гибридной nd магмы с протовыделениями Ol, из которой фор мировались НН интрузивы, а затем, вслед за ними, в начале mr времени – ин трузии рудоносной магмы, состоящей из магматического расплава mr типа, обогащенного кумулосом, состоящего из жидких сульфидов, Ol, An, Chr. При внедрении рудоносных магм срабатывал гравитационный “лифт-эффект”, чем выше по разрезу локализована магматическая камера, тем меньше содержание сульфидов, Хараелах – 7.1, Талнах – 2.8, Норильск 1 – 0.21 вес.%.

Экспериментальное моделирование плавления мантийного источника с протолитами океанической коры. Особенности глубинного строения территории свидетельствуют о том, что источником первичной трапповой магмы могли слу жить участки мантии, содержащие протолиты субдуцированной океанической ко ры. Экспериментальное моделирование процессов магмообразования из такого источника путем изучения системы перидотит-базальт-сульфид-летучий (Н2О, Н2О+СО2) в интервале P=1.5-4.0 кбар, T=1250-1450C показало, что при взаимо действии расплавов, образующихся при плавлении базальта с перидотитом фор мировались магнезиальные расплавы пикритобазальтового состава. Их объем, ли митируемый объемом исходного базальта, несоизмеримо больше объема распла вов, образующихся при прямом частичном плавлении перидотита. Наблюдалось замещение Ol перидотита Opx в результате реакции расплава с перидотитом (рис.1). Выявлен экстремальный характер барической зависимости растворимости серы в расплавах с максимумом в области 1.2-1.5 ГПа. При тех же условиях, сте пень плавления перидотита не превышала 5%, состав межзерновых расплавов ан дезит-дацитового состава. Для получения магнезиальных расплавов при прямом плавлении перидотита требуются более высокие (1400-1450С) температуры.

а б Рис. 1. Вид экспериментальных образцов во вторичных электронах а) перидотитовая ампула, заполненная силикатным стеклом (закаленным «реакционным» рас плавом пикритобазальтового состава). Темная оторочка на границе перидотит-стекло – реакци онная зона расплав-перидотит, белое – закаленный сульфидный расплав;

б) замещение Ol пери дотита Opx в результате реакции расплава с перидотитом. Темные участки в передотите – зака ленный межзерновой расплав.

Указанные выше особенности плавления мантийных резервуаров с про толитами субдуцированной океанической коры свидетельствуют об их эффек тивности в качестве альтернативного источника крупнейших базальтовых маг матических провинций. С плавлением такого гетерогенного источника можно объяснить особенности вулканизма первого и второго этапов, характерных только для Норильского района.

Пироксенизация перидотита свидетельствуют о возможности выплавле ния магнезиальных мантийных магм из пироксенитового (безоливинового) мантийного субстрата. Признаком безоливинового источника мантийных магм служат высокие концентрации в них Ol-совместимых элементов, в частности Ni. Высокое содержание Ni в пикритах gd свиты (690 ppm) можно объяснить отсутствием оливина в магматическом источнике пикритов.

Геологические и экономические ресурсы территории. Исходя из уравне ний, описывающих распределение элементов между силикатным и сульфидным расплавами, геологических и геохимических данных, рассчитаны геологиче ские (количество и состав сульфидного расплава, содержание в нем металлов, выделившегося из родоначальной магмы tk типа при преобразовании ее в маг му nd типа) и экономические (в известных в настоящее время рудоносных ин трузивах Норильского типа) ресурсы территории. Сравнение экономических и геологических ресурсов показывает, что экономические ресурсы составляют не более 2 % от геологических, что позволяет надеяться на открытие в районе но вых месторождений. Работа поддержана РФФИ, грант № 09-05-01131, ОНЗ РАН, тема 2.

Литература 1. Lightfoot P.C., Naldrett A.J., Gorbachev N.S., et al. Geochemistry of the Siberian trap of the Norilsk area, USSR, with implications for the relative contributions of the crust and mantle to flood-basalt magmatism // Contrib. to Miner. and Petrol. 1990. V. 104. № 6. P. 631–644.

2. Naldrett A., Asif M., Gorbachev N.S., et al. The composition of the Cu–Ni ores of the Noril'sk region // Canad. Mineralogist. 1992. V. 30. P. 494–495.

ИЗОТОПНАЯ ФЛЮИДНО-МАГМАТИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ МЕДНО-ПОРФИРОВЫХ СИСТЕМ «ДИОРИТОВОЙ» МОДЕЛИ (НА ПРИМЕРЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮЖНОГО УРАЛА) А.И. Грабежев, Ю.Л. Ронкин ИГГ УрО РАН, Екатеринбург, grabezhev@igg.uran.ru Многие теоретические представления нашего гениального ученого, акаде мика Д.С. Коржинского, получают подтверждение на современном этапе исследо ваний, что можно проиллюстрировать на примере Mo-содержащих Au-Cu порфировых месторождений восточного склона Южного Урала. U-Pb конкор дантные возраста цирконов (SHRIMP-II, ВСЕГЕИ) и Rb-Sr датировки рудоносных диоритоидов свидетельствуют о большой длительности рудоносного порфирового диоритоидного магматизма. Это прежде всего выражается в его омоложении по латерали от S2-D1 на западе (месторождения Томинско-Березняковского рудного узла – 420-430 млн лет, Вознесенское месторождение – 412±7 млн лет, Гумешев ское месторождение – 393±18 млн лет) до D3-C1 в восточной части Восточно Уральской вулканогенной мегазоны (Тарутинское месторождение – 362±4, Михе евское месторождение – 356±6) и C2 в Валерьяновской вулканогенной зоне (Бен калинское месторождение – 284-325 млн лет по K-Ar методу). Михеевское и Гу мешевское месторождения относятся к крупным промышленным объектам. Пет рохимия и геохимия гранитоидов почти не изменяется по латерали. Они пред ставлены преимущественно K-Na кварцевыми диоритами, имеющими низкие со держания микроэлементов. Содержания суммы РЗЭ составляют 30-60 г/т, Eu ми нимум отсутствует. По петрогеохимическим данным гранитоиды целесообразно относить к островодужному геохимическому типу. В диоритоидах всех массивов установлены низкие значения (87Sr/86Sr)t отношения (0.7038-0.7048, до 0.7051) и высокие величины (Nd)t=3.7-7.5 (рис. 1). Подчеркнем отсутствие принципиаль ного изменения изотопных параметров по латерали. Изложенное указывает на ме табазитовый нижнекорово-верхнемантийный (или верхнемантийный) источник вещества, однотипный во времени (в интервале S2-C2) и по латерали. Вероятно, этот метабазитовый “слой” активизируется (с выплавлением рудоносных диори тоидов) в процессе перемещения мантийного возбудителя по латерали на восток.

Флюидный режим наследует мантийные черты рудоносных гранитоидов.

В зону минералообразования на всех этапах происходит поступление флюида магматического типа с низким значением 87Sr/86Sr отношения, вероятно изотоп но-равновесного с диоритоидами. При наличии в рудном поле вмещающих по род, особенно мраморов, происходит смешение магматического флюида с дру гими изотопными резервуарами (особенно мраморами), что сопровождается увеличением во флюиде количества радиогенного стронция, а также петро генных элементов. Так, на Гумешевском месторождении величина 87Sr/86Sr отношения в эпидоте эндоскарнов и в карбонате ретроградных апомраморных (тальк, тремолит)-магнетит-кварц-карбонатных метасоматитов (соответствен но 0.7054-0.7058 и 0.7053-0.7065) отвечает (рис. 2) промежуточному значению Рис. 1. Соотношения между значениями (87Sr/86Sr)t отношения и величиной (Nd)t в гранитоидах Cu-порфировых месторождений Урала.

I-II – минимально измененные кварцевые диориты Гумешевского (1), Северо-Томинского (2), Березняковского (3), Салаватского (4), Вознесенского (5), Михеевского (6), Тарутинского (7) и Бенкалинского (8) месторождений. А, Б, В – соответственно D2 базальтоиды колчеданонос ной карамалыташской серии Магнитогорской зоны, C3-P граниты Восточно-Уральской сиали ческой мегазоны и MORB с возрастом 179-400 млн лет (по различным авторам). Прямая линия отвечает мантийной последовательности (современные MORB), I-IV – квадранты по Г. Фору Рис. 2. Зависимость между изотопными составами стронция и углерода в карбонатах (1-7) и изотопный состав стронция в силикатах (8-10) Гумешевского месторождения.

Карбонаты. 1 – мрамор в удалении от скарновых тел;

2 – мрамор, находящийся вблизи зон скарнирования;

3 – карбонат-пиритовый метасоматит по мрамору;

4 – (тальк, хлорит, тремо лит)-пирит-магнетит-кварц-карбонатные метасоматиты по мрамору;

5 – карбонатизированные эндоскарны, эпидозиты и экзоскарны;

6 – послерудные карбонатные жилы различного состава;

7 – серицитизированный диорит Восточного массива. Силикаты. 8 – эпидоты из эндоскарнов и эпидозита;

9 – амфиболы из актинолит-кальцитового метасоматита по экзоскарну;

10 – гра наты из экзоскарнов. Линии регрессии: I – для 6 (за исключением одной пробы), II – для 3 и 4, III – для 5 (за исключением одной пробы). Залитый прямоугольник отвечает изменению (87Sr/86Sr)t отношения (на возраст 390 млн лет) в рудоносных диоритах между диоритоидами и мрамором (87Sr/86Sr=0.70784±2). Необходимость взаимо действия магматогенного флюида с мрамором в период, предшествующий обра зованию инфильтрационных эндоскарнов, хорошо иллюстрирует одно из поло жений теории скарнообразования Д.С. Коржинского. Изотопные параметры флюида, равновесного при 400 °С с силикатами скарнов и экзоскарновых ретро градных метасоматитов составляют (относительно SMOW): 18О=7.4…8.5 ‰ и D= 49…61 ‰, подтверждая магматическую природу флюида. Значения 13С и 18О в карбонатах ретроградных апомраморных метасоматитов равны (рис. 3) составляют соответственно 5.3… +0.6 (относительно PDB) и +13.0… + 20.2 ‰ (SMOW). Сульфидизация завершает метасоматоз, иллюстрируя поступление новой порции магматического флюида. Об этом свидетельствует метеоритное значение 34S в сульфидах (0 ± 2 ‰, CDT) и низкое значение 87Sr/86Sr отношения в кальците (0.704134 ± 6) из позднего кальцит-пиритового апомраморного мета соматита. Между значениями 13С и 87Sr/86Sr в послерудных жильных карбона тах установлена прямая линейная зависимость (r =0.98, n= 6, тренд выходит в поле мрамора), свидетельствующая об изотопном смешении флюидного и мра морного резервуаров при отсутствии взаимодействия с другими резервуарами и изотопного фракционирования. Нижней части линии регрессии отвечает “маг матический” (по терминологии, Bowman, 1998) кальцит с минимальными зна чениями 13С, 18O и 87Sr/86Sr отношения (соответственно 6.9 ‰, +6.7 ‰ и 0.70378 ± 4). Изложенные изотопные данные свидетельствуют о поступлении порций магматического флюида на всех стадиях минералообразования и о его обычном взаимодействии с мрамором, а также другими породами, что сопро вождается изменением изотопного состава Sr, С и O во флюиде.

Рис. 3. Соотношение значений 18О и 13С в карбонатах из Гумешевского скарново-медно-порфирового месторождения.

1-7 – См. рис. 2. Затемненные прямоугольники М и И отвечают полям соответственно “маг матического” карбоната и морского известняка по [Bowman, 1998]. Прямая сплошная линия – тренд жильных послерудных карбонатов (для 5 из 7 проб) Это подтверждает установленную для месторождения ведущую роль перерас пределения петрогенных компонентов субстрата и РЗЭ при метасоматозе. Не редко фиксируется также примесь метеорной и метаморфической воды в квар це и карбонате из послерудных жил.

На других уральских месторождениях величины 87Sr/86Sr в жильных кар бонатах и (87Sr/86Sr)·t в рудоносных диоритоидах близки, если отсутствуют апомраморные метасоматиты. Они тяготеют к “магматическому” карбонату.

Так, на Промежуточном медно-скарнововом месторождении (Турьинские руд ники, Северный Урал), изотопные характеристики кальцита составляют (8 ан.):

13С = 6.3…3.5 ‰, 18О=+8.4…+12.4 ‰, 87Sr/86Sr=0.70503±4…0.70520±5.

Представления о глубинном источнике магматитов и флюидов лежат в основе ряда разработок Д.С. Коржинского.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (проекты 09-05-00289, 07-05-00517) и НЗ-2.2009.

ГЕНЕЗИС ХЛОРИДНЫХ КСЕНОЛИТОВ КИМБЕРЛИТОВОЙ ТРУБКИ ВОСТОЧНАЯ УДАЧНАЯ С.Н. Гришина1, А.Г. Полозов ИГМ СО РАН, Новосибирск, grishina@uiggm.nsc.ru;

ИГЕМ РАН, Москва, a.g.polozov@mail.ru;

Реликты расплавов, содержащих хлориды, найдены в магматических по родах различных провинций мира, что свидетельствует о возможном участии хлоридов в эволюции магматических тел. В последние годы активно обсужда ется возможность магматогенного происхождения хлоридно-карбонатных и хлоридных ксенолитов в кимберлитах на примере трубки Удачная-Восточная в Саха-Якутии [Kamenetsky et al., 2008;

Головин и др., 2007;

Sharygin et al., 2008].

В настоящей работе представлены оригинальные данные по изучению включе ний в хлоридных ксенолитах из кимберлитов этой трубки.

Включения изучались в плоско-параллельных сколах галита. Образцы для этих исследований были отобраны из ксенолитов разного размера, поэтому в каждом случае было трудно выделить и провести изучение включений из крае вых и центральных частей ксенолитов. Наиболее достоверно это удалось сде лать для образца 9793, представляющего собой ксенолит округлой формы раз мером около 40 см в поперечнике с параллельными прослоями нерастворимых минералов по периферии (рис. 1).

В сколах галита этого образца отчетливо выделяются две генерации включений. Включения I-й генерации расположены главным образом в цен тральной части ксенолита, а включения II-й генерации расположены преиму щественно в краевых частях. Включения различных генераций имеют специ фическую морфологию, состав и структуру, хотя некоторые петрографические, минералогические и химические характеристики могут быть общими.

Характерной чертой всех изученных образцов является изобилие включе ний сильвина. В галите из центральной части ксенолита сильвин представлен в виде равномерно расположенных мелких (менее 10 мкм) изометричных вклю чений (рис. 2), или в виде тонких нитевидных включений ориентированных по кубу и ромбододекаэдру. В галите из краевых частей ксенолита сильвин пред ставлен более крупными округлыми включениями, имеющими мозаичную структуру.

Включения I-й генерации подобны включениям, ранее обнаруженным в термально метаморфизованном галите на контакте с долеритом [Grishina et al., 1992]. Наиболее характерными включениями являются четко ограненные включения безводных хлоридов CaCl2·KCl и кристаллофлюидные углекислот ные включения (рис. 3, 4).

Включения II-й генерации расположены в краевых частях или вдоль тре щин в ксенолите и являются преимущественно комбинированными. Они пред ставляют собой включения солевых расплавов с сильвином в качестве основной фазы, часто состоящей из нескольких кристаллов с индукционными гранями роста (рис. 6). Включения имеют округлые обособления ангидрита (рис. 7) и/или CaCl2·KCl, а объем выделившихся газовых фаз сильно варьирует. Морфология твердых фаз в комбинированных включениях, изученная на сканирующем элек тронном микроскопе, однозначно свидетельствует, по нашему мнению, о кри сталлизации из расплава в безводной среде. Агрегаты крупных комбинирован ных включений (размером до 100-500 m) в прожилках состоят из щелочных хлоридов (KCl и KCl·CaCl2), мелкокристаллических кремнистых агрегатов, ан гидритовых глобулей, кристаллов амфибола, апатита и рудных фаз.

Рис. 1. Ксенолит галита в кимберлите, образец 9793.

Рис. 2. Распределение включений сильвина в галите. Квадратное включение в центре фото – хлоркальцит (CaCl2.KCl).

Рис. 3, Рис. 4 Кристаллофлюидные включения (CO2 + KCl).

Рис. 5. Кристаллофлюидное включение (CO2 + CaCl2).

Рис. 6. Мозаичная структура включений сильвина. Изображение во вторичных электронах на сканирующем электронном микроскопе.

Рис. 7. Вскрытое комбинированное включение (CO2 + KCl + ангидрит) Распределение включений, их структура и фазовый состав позволяет считать, что:

• I-я генерация включений из центральной части ксенолита образована при термическом метаморфизме галита;

• II-я генерация включений из краевой части ксенолита свидетельствет о том, что галит внешних частей ксенолита претерпел локальное плавление;

• комбинированные включения в прожилках образованы при метасомати ческих реакциях с карбонатно-щелочного расплавом и мантийными ми нералами.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (09-05-00602).

Литература 1. Kamenetsky V.S., Kamenetsky M.B., Sharygin V.V., Faure K., Golovin A.V. Chloride and carbonate immiscible liquids at the closure of the kimberlite magma evolution (Udachnaya-East kimberlite, Siberia) // Chemical Geology. 2007. V. 237, P. 384- 2. Головин А.В., Шарыгин В.В., Похиленко Н.П. Расплавные включения во вкрапленни ках оливина из неизмененных кимберлитов трубки Удачная-Восточная (Якутия): некоторые аспекты эволюции кимберлитовых магм на поздних стадиях кристаллизации // Петрология.

2007. Т. 15. № 2, С. 178-195.

3. Sharygin V.V., Kamenetsky V.S., Kamenetsky M.B. Potassium sulfides in kimberlite-hosted chloride-“nyerereite” and chloride clasts of Udachnaya-East pipe, Yakutia, Russia // Canadian Min eralogist. 2008. V. 46, P. 1079-1095.

4. Grishina S., Dubessy J., Kontorovich A., Pironon J. Inclusions in salt beds resulting from thermal metamorphism by dolerite sills (Eastern Siberia, Russia) // European Journal of Mineral ogy. 1992. № 4. P. 1187-1202.


ФЛЮИДНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В МИНЕРАЛАХ-САМОЦВЕТАХ ИЗ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ МАЛХАНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ТУРМАЛИНА А.С. Дмитриева Институт Геохимии СО РАН, Иркутск, annadel@inbox.ru Флюидные включения в минералах являются важным источником ин формации о составе и свойствах флюидов, принимавших участие в процессах образования самоцветов в миароловых пегматитах. Геология, минералогия и геохимия пегматитов Малханского поля освещены в работе [Загорский, Пере тяжко, 1992]. Были взяты образцы берилла, данбурита, поллуцита и гамберги та из разных жил (рис. 1). В них были найдены и детально изучены стандарт ными методами термобарогеохимии флюидные включения (ФВ). Характери стики ФВ в главном драгоценном камне месторождения – турмалине рассмат ривались в работе [Дмитриева, 2009].

Рис. 1. Минералы-самоцветы Малханского месторождения: розовый берилл, данбурит, поллуцит и гамбергит.

Эксперименты проводились при помощи измерительного комплекса на основе поляризационного микроскопа ПОЛАМ Р-311, термокамеры конструк ции Базарова с точностью определения температуры гомогенизации (±5 °С) и криокамеры конструкции Симонова, температура в которой измерялась при помощи хромель-копелевой термопары, подключенной к цифровому вольтметру (точность ±0,01 mV).

Большинство ФВ содержит при комнатной температуре водный флюид, газовый пузырек, занимающий от 5 до 60% объема вакуоли, и одну или не сколько кристаллических фаз. Первичных двухфазовых включений, содержа щих водный раствор и газовый пузырек (1 тип) немного. Более часто обнару живаются включения с твердыми фазами. К ним относятся ФВ с удлиненными пластинчатыми кристаллами борной кислоты – сассолина (2 тип) или не иден тифицированными анизотропными фазами (3 тип) неправильной формы как с низким, так и высоким двупреломлением (± сассолин). Все три типа ФВ обычно встречаются совместно и являются сингенетичными. Размеры включений варь ируют от 20 до 65 мкм;

для них характерны трубчатые, округлые и неправиль ные формы, иногда с элементами индукционных граней.

Криометрические исследования (табл.) показали значительные вариации температур эвтектик (–47/–15°С), что косвенно свидетельствует о непостоянстве состава захваченных растворов. По данным определения состава стандартным методом водных вытяжек главными катионами являются K+, Na+, Ca2+, в меньших количествах устанавливаются Mn2+, Fe2+, Li+, Mg2+. В анионной со ставляющей обнаружены HCO3–, F–, CL–. Борная кислота (H3BO3), являющаяся одним из важнейших компонентов растворов, надежно диагностируется мето дом КР-спектроскопии. Соленость и концентрация борной кислоты оценивались по температурам плавления льда и растворения сассолина с использованием диа грамм для систем H2O–NaCl и H2O–H3BO3–NaCl [Bodnar, Vityk, 1994;

Peretyazhko et al., 2004]. Плотность флюида определялась с учетом солености и концентрации борной кислоты по методике, изложенной в работе [Наумов, 1982]. В таблице также приведены расчетные данные по давлению флюида для изотермы 500°С с учетом влияния H3BO3 [Peretyazhko et al., 2004]. Как установ лено ранее, температура 500 °С соответствует началу гидротермального этапа в пегматитах Малхана.

Для двухфазных ФВ (тип 1) характерны два интервала температур гомоге низации: 230-270 °С (для поллуцита, данбурита и гамбергита) и 270-320 °С (для бериллов). Включения с Тгом = 230-270 °С содержат борнокисло-водный раствор, возможно, с некоторым количеством катионов Mg2+ и Ca2+ (Тэвт = –47/–33 °С). Со леность раствора низка и составляет 1-6.3 мас.% NaCl-экв. В единичном случае в данбурите из жилы Соседка Тэвт = –15°С, что невозможно однозначно интер претировать. Подобные значения могут характеризовать К-хлоридные растворы или растворы не хлоридного состава. Включения в бериллах с более высокой температурой гомогенизации (270-320 °С) содержат растворы Н3ВО3– NaCl состава (–29/–28 °С) с соленостью 3.2-5.6 мас.% NaCl-экв.

Трехфазные ФВ с сассолином (тип 2) гомогенизируются в интервале тем ператур от 290 до 315 °С. Встречаются такие включения главным образом в ми нералах жилы Соседка, за исключением гамбергита из жилы Октябрьской, Тгом включений которого составляет всего 240°С. ФВ с температурами 290-315 °С заполнены борнокислым флюидом с примесью Na+ (Тэвт = –29/–19°С) и солено стью 3-4.2 мас.% NaCl-экв. В более низкотемпературных включениях этого типа с Тгом = 240 °С помимо Н3ВО3 присутствуют также катионы Mg2+ (Тэвт = –38°С). Со держание солей в них составляет 2.5 мас.% NaCl-экв.

Анизотропные кристаллы сассолина во ФВ 2 типа растворяются до ис чезновения газового пузырька (при 20-55 °С), и концентрация борной кислоты колеблется от 4.5 до 10.7 мас.%. В гамбергите отмечены повышенные содержа ния Н3ВО3 (21 мас.%). Температура растворения сассолина – 86 °С.

Общий интервал температур гомогенизации многофазных включений типа составляет 225-310°С. Включения с Тгом = 225-295 °С кроме борной кислоты могут содержать также Mg2+ и Ca2+ (Тэвт = –45/–34 °С). ФВ с Тгом = 310 °С харак терны для минералов жилы Соседка. Тэвт (–33/–28 °С) указывают на присутствие в растворе Mg2+ и Na+. Соленость во ФВ 3 типа меняется от 2.4 до 6.5 мас.% NaCl-экв., а кристаллы сассолина обнаружены только во включениях из гам бергита и берилла (22 и 4-5.8 мас.% Н3ВО3 соответственно).

Таблица Характеристики флюидных включений в минералах.

Температуры фазовых Расчетные параметры Тип переходов, °С Образцы вклю- N, СH3BO С D, P, Тэвт Тпл. льда Тгом Тпл. Н3ВО3 NaCl-экв чений г/см мас.% мас.% кбар 1 5 - - 320 - - Берилл (жила 2 8 -28 -2.5 315 20 3.2 4.5 0.70 1. Соседка) 3 4 -33 -4.2 310 16 6.5 4 0.75 2. 1 4 - - 300 - - Берилл (жила 2 13 -29 -2.5 310 37 3 5.6 0.71 Соседка) 3 2 -28 -2.4 310 28 2.8 5.8 0.71 1 4 -15 -0.5 270 1 0.65 1. Данбурит (жила 2 11 -19 -3.2 290 55 4.2 10.7 0.80 2. Соседка) 3 2 - - 310 60 - - - Поллуцит 1 5 -33 -4 230 6.3 0.94 3. (жила 3 4 -34 -4 225 6.5 0.94 3. Моховая) Берилл 1 2 - -3.5 270 5.6 0.83 2. (жила 3 8 -45 -3.7 295 6 0.77 Моховая) Данбурит 1 7 -47 -1.8 250 3.2 0.95 2. (жила Ок 3 3 - -2.3 280 3.8 0.77 2. тябрьская) 1 2- -3 240 4.8 0.85 3. Гамбергит (жила Ок- 2 8 -38 -2.4 240 86 2.5 21 0.90 3. тябрьская) 3 16 -37 -2.1 245 87 2.4 22 0.89 3. Примечание: N – количество изученных ФВ. Температуры: эвтектики (Тэвт), плавления льда (Тпл.льда), гомогенизации (Тгом), растворения сассолина (Тпл.Н3ВО3). СNaCl-экв.– соленость флюида;

СH3BO3 – концентрация борной кислоты;

D – плотность флюида;

P – расчетное дав ление флюида при температуре 500°С.

Плотность борнокислых флюидов, захваченных включениями разного ти па, довольно близка. Её значения варьируют от 0.65 до 0.95 г/см3 (табл.). Менее плотные флюиды захватывали минералы жилы Соседка, при этом для них харак терны более высокие температуры гомогенизации. Расчетные значения флюид ного давления для начала гидротермального этапа меняются от 1.8 до 3.9 кбар.

Самые высокие давления флюида установлены для поллуцита и гамбергита.

Сравнивая результаты исследования ФВ в разных минералах, видим как сходство, так и некоторые отличия.

Все минералы-самоцветы Малханского пегматитового поля образуются при активном участии борнокисло-водных растворов, содержащих также существенные количества других элементов (Mg, Rb, Ca, Na, Li, Cs). Многокомпонентность состава флюидов требует дополнительной проверки криометрических дан ных с применением КР- и ИК-спектроскопии.

Формирование минералов происходило в относительно узком темпера турном интервале из гетерогенных флюидов (что подтверждается непостоянст вом фазовых соотношений и сосуществованием разных типов ФВ), имевших низкую соленость. В минералообразовании участвовали как достаточно плот ные (0.90-0.95 г/см3), так и менее плотные растворы (0.65-0.85 г/см3).

По таким параметрам, как температура гомогенизации и концентрация борной кислоты, рассмотренные ФВ в бериллах (с интервалами 270-320 °С и 4-5.8 мас.% Н3ВО3) заметно отличаются от ФВ в данбурите, гамбергите и поллуците (225-310°С и 10.7-22 мас.% Н3ВО3). Кроме того, для бериллов и дан бурита характерны более низкие давления флюида (1.8-2.6 кбар).

Литература 1. Дмитриева А.С. Условия образования турмалиновой минерализации в пегматитовых жилах Малханского месторождения, Восточное Забайкалье // Металлогения древних и со временных океанов-2009. Модели рудообразования и оценка месторождений. Миасс : ИМин УрО РАН, 2009. С 124-119.

2. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Пегматиты с самоцветами Центрального Забайкалья.

Новосибирск : Наука, 1992. 224 с.

3. Наумов В.Б. Возможности определения давления и плотности минералообразующих сред по включениям в минералах // Использование методов термобарогеохимии при поисках и изучении рудных месторождений. М.: Недра, 1982. С.85-94.

4. Bodnar R.J., Vityk M.O. In: de Vivo, B. and Frezzotti, M.L. (eds). Interpretation of mi crothermometric data // Fluid inclusions in minerals: Methods and Applications. Pontignano;

Siena, 1994. P. 117-130.

5. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Y., Smirnov S.Z., Mikhailov M.Y. Conditions of pocket for mation of the Oktyabrskaya tourmaline-rich gem pegmatite (Malkhan field, Central Transbaikalia, Russia) // Chemical Geology. 2004. V. 210. P. 91-111.

ПЕТРОЛОГИЯ КАЛЬЦИЕВЫХ БАЗИТОВ ТАСТАУСКОЙ ВУЛКАНОПЛУТОНИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ (ВОСТОЧНЫЙ КАЗАХСТАН) К.А. Докукина ГИН РАН, Москва, dokukina@mail.ru Основная магма в верхних уровнях земной коры формирует, как правило, крупные лавовые покровы, потоки, дайки, а также габброидные силлы, дайки и интрузивы в более глубинных условиях. В пределах позднегерцинской Тастау ской вулкано-плутонической структуры (Чарская сдвиговая зона Восточного Казахстана), в слабометаморфизованных алевропесчаниках раннего карбона находятся маломощные базитовые дайки и базитовые микроинтрузии (2-70 см) округлой и иной формы (рис. 1). Формирование таких необычных интрузий произошло в результате фрагментации неконсолидированной базитовой магмы при внедрении в зоны скоростных тектонических деформаций [Докукина, Вла димиров, 2008].


Рис. 1. Вариационные диаграммы химических составов кальциевых базитов (а);

композиционные диаграммы главных породообразующих минералов кальциевых базитов (б) Базиты характеризуются широкими вариациями составов по всем главным химическим элементам (SiO2 = 46,2-61,2 %, Al2O3 = 12,6-17,7 %, TiO2 = 0,55-0,85 %, Fe = 3,77-6,87 %, MnO = 0,35-0,68 %, MgO = 2,0-5,64 %), низкими содержа ниями щелочей (Na2O+K2O = 0,78-2,9 %) и высокими содержаниями кальция (CaO = 10,8-20,7 %) (рис. 1 а). Геохимические исследования валового состава базитов показали обратную зависимость содержаний кремнезема и окиси кальция, при этом отсутствует корреляция этих оксидов с железистостью по род. По соотношению кремнезема и щелочей базиты попадают в поле габбро, диоритов и кварцевых диоритов. Учитывая высокое содержание в базитах ксеногенного кварца и высокую степень контаминации базитов с вмещаю щими породами, можно предполагать завышенное содержание кремнезема в некоторых проанализированных образцах. Породы обогащены легкими име ют РЗЭ (Ce/Yb)N=5,07-5,79 и не имеют ярко выраженной европиевой анома лии, Eu/Eu*=0,84-1,06.

Изученные интрузивные породы имеют достаточно нехарактерное для производных базальтовой магмы высокое содержание кальция, контролируемое основными породообразующими минералами: салитом и анортитом (рис. 1 б).

Наряду с клинопироксенами и плагиоклазами в породе широко развит кальцит.

Такие предельно кальциевые минеральные парагенезисы редко встречаются в агматических породах, и возбуждают справедливые сомнения в интерпрета ции генезиса этих пород. Как альтернатива рассматривался метасоматический сценарий формирования этой породы, несмотря на очевидное интрузивное за легание базитовых тел и отсутствие метасоматической зональности. Петроло гические исследования позволили утвердиться в первоначальном магматиче ском сценарии.

Базиты состоят из значительного количества неразличимых невооружен ным взглядом оскольчатых и оплавленных минералов и скрепляющего их це мента микродиабазового облика, что определяет микробрекчиевидную струк туру породы. Во всех изученных образцах базитов в виде включений наиболее распространены фенокристаллы основного плагиоклаза, ксеноморфные корро дированные зерна клинопироксена в некоторых случаях кальциевые амфиболы.

В породе присутствуют иррегулярные корродированные включения кварца.

Фенокристы заключены в полностью раскристаллизованную основную массу, характеризующуюся эвтектическими соотношениями породообразующих ми нералов. Основная масса состоит из мелких изометричных зерен клинопирок сена, лейст основного плагиоклаза, кварца и рудных минералов. Состав мине ралов включений и основной массы идентичен. Ксеногенный материал в бази тах представлен включениями термально переработанных, в разной степени ас симилированных осадочных (вмещающих алевролитов, песчаников) (рис. 2) и минералов (кварц).

Все базитовые дайки и другие тела имеют зоны горячего взаимодействия на границе с вмещающими породами: эндо- и экзоконтакты. Выявлены эндокон такты двух типов: а) “классические” закалочные зоны вокруг базитовых обособ лений и на границе с осадочными ксенолитами, которые имеют Qtz-Cpx-Pl со став и афанитовую структуру;

б) чаще всего во внешних зонах базитовых обособлений в эндоконтакте происходит гидратация клинопироксена с форми рованием амфибола. По алевропесчаникам формируются Bt-Pl роговики. Оценки температур формирования роговиков и амфиболов в эндоконтакте находятся в интервале 600-700 С.

Рис. 2. Взаимодействие базитового расплава и вмещающих пород: внутри базитового вещества с признаками течения включены закаленные частично и полностью ассимилированные обломки алевропесчаников.

В кварц-клинопироксен-плагиоклазовом матриксе базитов встречаются петрографически выраженные округлые образования. Они сложены удлиненно призматическими фенокристами амфибола, погруженного в микрозернистую массу, состоящую из анортита и кварца и содержащую большое количество ак цессорного пирита. Внутренняя структура таких включений хорошо выраженная лампрофировая (рис. 3). Граница между клинопироксен-плагиоклазовой частью базита и амфиболовой резкая. Составы плагиоклазов внутри округлых образова ний и в клинопироксен-плагиоклазовой части базитов идентичны. XRF – анализ ликвационных структур в аншлифе показал относительно пониженные содержа ния алюминия и кальция в силикатно-сульфидной фазе. Площадное распределе ние окислов элементов и BSI изображения силикано-оксидной и силикатно судьфидной фаз показано на рис. 3. Вероятно, такие обособления можно отнести к ликвационным нодулям, т.е. структурам разделения расплава на силикатно оксидную и силикатно-сульфидную часть. Ликвация – это лишь одно из возмож ных объяснений формирования таких капель. Другой вариант интерпретации – несмешение родственных, но контрастных по составу расплавов. В интерстициях базитов встречаются участки нераскристаллизованного стекла фельзитового со става (SiO2:Al2O3 как 1:1). В небольших протолочках базитов из тяжелой фрак ции были выделены минералы хромистой шпинели (XCr=0.89, XMg=0), пиропи стый гранат (alm=0,171;

prp=0,553;

sps=0,272) и муассонит. Эти минералы могут интерпретироваться как ксенолиты мантийного происхождения и свидетельство вать о глубинном происхождении карбонатно-силикатных расплавов.

Рис. 3. Фотография пластинки с обособлением капли Hbl+Pl+Qtz+Py состава в Cpx-Pl-Qtz матриксе базитовго глобуля и BSE изображения шлифа (образец 719-1, Тастауская вулканоплутоническая структура) Литература 1. Докукина К.А., Владимиров В.Г. Тектонический контроль формирования базитовых ин трузий Тастауской вулканоплутонической структуры (Восточный Казахстан) // Геология и гео физика. 2008. Т. 49. № 8. С. 769-783.

ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ГЕТЕРОГЕННОСТЬ КАЛИЕВЫХ МАГМАТИТОВ ЮГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ К.Н. Егоров, Ю.А. Минаева, Ю.В. Меньшагин ИЗК СО РАН, Иркутск, egorov@crust.irk.ru В пределах южной окраины Сибирской платформы выделяется Присаян ская провинция высококалиевых щелочных пород и лампрофиров [Секерин и др., 1995] или Урикско-Туманшетская алмазоносная минерагеническая зона [Егоров, Зинчук, 2004]. Данный регион объединяет серию полихронных мантийных маг матитов (лампроитов, кимберлитов, пикритов, калиевых щелочных пород и др.), а также россыпные проявления алмазов и их минералов-спутников, пространст венно и структурно приуроченных к Урикско-Туманшетской перикратонной зо не раннепротерозойского заложения, состоящей из Урикско-Ийского, Туман шетского грабенов и Присаянского прогиба.

В центральной части Урикско-Ийского грабена установлены алмазоносные жильные тела флогопит-оливиновых лампроитов (1268±123 млн лет). Лампроиты характеризуются повышенными концентрациями LILE, отрицательными анома лиями Ti-Nb-Ta и пониженными количествами Zr, Hf. По Sr-Nd изотопным дан ным (9.93.8 Nd;

0.70440.7061·87Sr/86Sr(t)) мантийный источник лампроитов отвечает обогащенной мантии (EM-1). Увеличение значений Nd и Sr в лампрои тах отдельных жил коррелируется с повышенным содержанием в составе пород разнообразного ксеногенного корового материала. Модельный возраст TNd(DM) обогащения мантийного источника лампроитов равен 2.1-2.0 млрд лет. По изо топно-геохимическим данным лампроиты Присаянья идентичны алмазоносным оливин-флогопитовым лампроитам Костомукшского поля Карело-Кольской алма зоносной провинции (возраст 1230±5 млн лет, Ti-Nb-Ta аномалии, 9.57.9 Nd;

635 Sr, модельный возраст 2.1 млрд лет) по данным [Богатиков и др., 2007].

В северо-западной части Урикско-Ийского грабена присутствуют дайки слюдяных кимберлитов возрастом 650-630 млн лет, содержащие хромшпинелиды (до 55.22 мас.% Cr2O3), хромдиопсиды, микрокристаллические выделения пик роильменита, прайдерита. В частности, слюдяной кимберлит дайки «Бушканай ская» относится к низкотитанистому петрогеохимическому типу (0.6-0.7 мас.% TiO2) с пониженными значениями Ta (1.70), Zr (100.68), Nb (37.85) и низкой суммой РЗЭ (64.37 ppm). Для него характерны повышенные значения индика торных отношений Zr/Nb (2.66), Ba/Nb (9.81), Rb/Nb (0.87), Ba/La (21.51), Ba/Th (531.11) и низкие величины – La/Yb (23.15), Ce/Y (4.0). Кимберлит характеризует ся отрицательными аномалиями Th, U, Ce и максимумами Ba, Pb, Zr, а также сла бо дифференцированным, пологим наклоном спектра распределения HFSE и REE.

По Sr-Nd изотопным данным (9.0 Nd и 0.7050 87Sr/86Sr(t)) мантийный источник кимберлита соответствует обогащенной мантии (EM-1). Модельный возраст TNd(DM) обогащения мантийного источника кимберлита равен 2.1 млрд лет. По петрогеохимическим признакам кимберлит Присаянья наиболее близок к низко титанистым типам кимберлитов Накынского поля ЯАП и Золотицкого поля ААП.

Северо-западная часть Урикско-Ийского грабена унаследована Присаян ским прогибом, в котором выявлены дайки калиевых лампроитоподобных по род возрастом 370±70 млн лет. Лампроитоиды характеризуются отрицатель ными аномалиями Ti-Nb-Ta и повышенными количествами LILE и LREE. По Sr-Nd изотопным данным ( 8.4 Nd и 0.7086 87Sr/86Sr(t)) мантийный источник лампроитоидов отвечает обогащенной мантии (EM-1). Индикаторные геохи мические отношения Rb/Sr, Rb/Ba, Th/K и обогащенность радиогенным стронцием пород отражают участие корового материала в формировании пет рогехимического облика лампроитоидов. Модельный возраст TNd(DM) обога щения мантийного источника лампроитоидов равен 1.8 млрд лет. Следует от метить, что эти породы содержат редкие знаки пиропов, а также пироп альмандины, юриитовые диопсиды, повышенное количество высокохроми стых шпинелидов. В одной из даек лампроитоидов после термохимического разложения 25 кг материала пробы класса -0,5 мм (совместно с сотрудниками Компании ООО «Геологоразведка») были извлечены 10 алмазов размером 0,1-0,5 мм. Все кристаллы прозрачны, окрашены в интенсивный желтый цвет, отдельные алмазы имеют зеленовато-желтый цвет. По кристаллографической форме алмазы относятся к сложным комбинационным кристаллам (октаэдр + кубоид), а также кристаллам, морфология которых усложнена сочетанием граней гексаоктаэдров, тетрагексаэдров, куба.

В пределах Урикско-Йиского грабена с алмазоносными лампроитами, кимберлитами структурно сопряжены дайки и трубочные тела слюдяных пик ритов, а также разнообразные калиевые щелочно-ультраосновные и щелочные породы белозиминского комплекса (650-540 млн лет) [Минаева, Егоров, 2008].

В частности, слюдяные пикриты даек, а также трубки «Южная» характеризу ются высокими содержаниями оксидов титана (более 2 мас.% TiO2), калия, гли нозема. Пикриты в отличие от слюдяных кимберлитов Присаянья обогащены литофильными, высокозарядными и редкоземельными элементами. Для них ха рактерны высокие концентрации Ta, Zr, Nb, Ce, Y, La, РЗЭ. По Sr-Nd изотоп ным данным (1.6 2.8Nd;

0.7023 0.7036 87Sr/86Sr(t)) мантийный источник слю дяных пикритов соответствует умеренно деплетированной мантии. Модельный возраст TNd(DM) обогащения мантийного источника слюдяных пикритов равен 1.2-1.1 млрд лет.

Калиевые и калиево-натровые шелочно-ультраосновные и щелочные по роды белозиминского комплекса, непосредственно связанные с карбонатито выми комплексами характеризуются устойчиво положительными значениями Nd (3.2 4.8) и узким диапазоном величин 87Sr/86Sr(t) (0.7027 0.7043) [Черны шова, Морикио, 1999]. Изотопный состав пород калиевой серии белозиминско го комплекса указывает на то, что их мантийный источник еще более деплети рован, чем источник кимберлитов и слюдяных пикритов. Модельный возраст TNd(DM) мантийного источника калиевых магматитов белозиминского ком плекса равен 0.9-0.8 млрд лет.

Таким образом, в пределах Урикско-Туманшетской перикратонной зоны выделяется несколько циклов эндогенной активности, каждый из которых со провождался проявлениями калиевого (в т.ч. алмазоносного) мантийного магма тизма. Следует особо подчеркнуть, алмазоносные и потенциально алмазоносные породы южной окраины Сибирского кратона имеют общие геохимические (Ti-Nb-Ta минимумы, или в случае кимберлитов, низкие абсолютные концен трации этих элементов) и изотопно-геохимические (отрицательные значения Nd, источник EM1-типа, древний модельный возраст) признаки, резко отлич ные от слюдяных пикритов и щелочных пород белозиминского комплекса Присаянья. Данные геохимические и изотопные критерии можно использо вать при выявлении различных генетических типов алмазоносных пород в южной части Сибирской платформы.

Минералого-геохимическая и изотопная гетерогенность калиевых ман тийных магматитов Урикско-Туманшетской перикратонной зоны во многом предопределялась предшествующей историей геодинамического развития юж ной окраины Сибирского кратона. Полученные данные свидетельствуют о том, что уже 2.1-2.0 млрд лет назад в литосферной мантии юга Сибирского кратона в ходе плюм-литосферного взаимодействия сформировались обогащенные ме тасоматизированные области, способные генерировать разнообразные калиевые магматиты. Обогащение мантийных источников осуществлялось при участии флюидов, образовавшихся в результате дегидратации древней субдуцирован ной коры. Модельный возраст TNd(DM) обогащения мантийных источников ал мазоносных лампроитов, лампроитоидов и потенциально алмазоносных слюдя ных кимберлитов варьирует от 2.1 до 1.8 млрд лет и совпадает по времени с коллизией архейских и раннепротерозойских террейнов южной окраины Си бирского кратона. Значительный интервал между модельным возрастом источ ника и временем внедрения (1.4-0.9 млрд лет) алмазоносных и потенциально алмазоносных пород зоны способствовал одновременно изотопной гомогениза ции и геохимической дифференциации (обогащению или истощению) мантий ного субстрата. Источник присаянских слюдяных кимберлитов представлял со бой переработанную флюидами обедненную литосферную мантию, из которой произошел значительный вынос Th, U, Nb, Tа, Ce, Zr, РЗЭ. В случае присаян ских алмазоносных лампроитов и лампроитоидов, наоборот, неопротерозойские и палеозойские эндогенные процессы происходили в условиях взаимодействия плюма на неоднократно метасоматизированную литосферную мантию южной краевой части Сибирского кратона. Что касается калиевых и калиево-натровых шелочно-ультраосновных и щелочных пород, непосредственно связанных с карбонатитовым белозиминским комплексом, то согласно модельным возрас там, начальное обогащение их мантийного источника редкими и рассеянными элементами метасоматизирующими флюидами происходило в пределах 0.9-0. млрд лет, незадолго до формирования исходных расплавов.

Возможно, активные аккреционно-коллизионные процессы на границе Сибирского кратона и Палеоазиатского океана способствовали литосферному утолщению в области локализации Урикско-Туманшетской мобильной зоны, что привело к сохранению благоприятных Р-Т условий для устойчивости алма за в основании низкоградиентной протерозойской литосферы.

Литература 1. Секерин А.П., Меньшагин Ю.В., Лащенов В.А. Присаянская провинция высококалие вых щелочных пород и лампроитов // Доклады АН, 1995, т. 342, № 1, с. 82-86.

2. Егоров К.Н., Зинчук Н.Н. Алмазо-спутниковое районирование юго-западной части Сибирской платформы в связи с прогнозом и поисками коренных месторождений алмазов. // В сб.: Вопросы методики прогнозирования. Якутск, Изд-во ЯФ ГУ СО РАН, 2004, с. 104-115.

3. Богатиков О.А., Кононова В.А., Носова А.А. и др. Кимберлиты и лампроиты Восточ но-Европейской платформы: петрология и геохимия // Петрология, 2007, т. 15, с. 339-360.

4. Минаева Ю.А., Егоров К.Н. Минералого-петрографические особенности дайки ким берлит-пикритового состава в северо-западной части Урикско-Ийского грабена (Восточное Присаянье) // Записки ВМО, 2008, № 3, с. 23-39.

5. Чернышова Е.А., Морикио Т. Характеристика источника щелочных пород карбонати товых комплексов Присаянья по данным изотопного состава Nd и Sr в породах дайковой се рии // Доклады АН, 1999, т. 369, № 3, с. 381-384.

ЭКВИПОТЕНЦИАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ В РАССЛОЕННЫХ ГАББРО:

ТЕРМОДИНАМИЧЕСКАЯ ТРАКТОВКА В СВЕТЕ КОНЦЕПЦИИ ВПОЛНЕ ПОДВИЖНЫХ КОМПОНЕНТОВ Д.С. КОРЖИНСКОГО А.А. Ефимов Институт геологии и геохимии УрО РАН, Екатеринбург, efimov@igg.uran.ru Принято считать, что в полосатых, или расслоенных (англ. layered) габбро записан процесс фракционной кристаллизации магмы в магматической камере. Од нако некоторые их черты противоречат этому привычному мнению. Помимо геоло гических доказательств, таких, как явления мощного пластического течения, в этом смысле интересны особенности распределения характерного микроэлемента – стронция. Известно, что практически монопольным концентратором Sr в габбро является плагиоклаз. При кристаллизации гомогенной жидкости с равномерно рас пределенным ресурсом Sr плагиоклаз должен экстрагировать количество Sr, опре деляемое коэффициентом разделения Sr между кристаллом и жидкостью, всегда значительно превышающим единицу. Отсюда следует, что кристаллизация минера ла-концентратора неизбежно должна приводить к обеднению Sr остаточных жид костей. В результате валовые концентрации Sr в породах (SrWR) и концентрации Sr плагиоклазе (SrPL) должны необратимо уменьшаться в ходе затвердевания магмы (происходящего, как обычно полагают, снизу вверх), т.е. вверх по разрезу интру зивного тела.

Однако в разрезах классических расслоенных интрузий нет признаков такой тенденции [Ефимов, Потапова, 2003]. Концентрации SrWR хаотически колеблются по разрезам в зависимости от содержания плагиоклаза (CPL) – практически от нуля до некоторого предельного значения, свойственного анортозитовым слоям (CPL100 %). При этом наблюдается хорошо выраженная линейная статистическая связь между CPL и SrWR. Каждому из разрезов свойствен свой линейный тренд CPL SrWR, наклон которого определяется индивидуальным для каждого из разре.– зов предельным значением SrWR (рис. 1). Ясно, что для соблюдения линейного закона распределения SrWR концентрация SrPL должна быть постоянной независи мо от CPL, которое в расслоенных и такситовых габбро колеблется практически от 0 до 100%. Это означает, что все габбро представляют собой как бы механиче скую смесь фемических минералов, не содержащих Sr, и плагиоклаза с постоянным SrPL. Так, в мощном (6000 м) разрезе расслоенного комплекса Фритаун (Сьерра Ле оне) концентрация SrPL постоянна и равна около 650 г/т. В разрезе Средней полос чатой серии (более 2000 м) комплекса Стиллуотер (США) линейный тренд корре ляции CPL и SrWR демонстрирует постоянство SrPL на уровне около 200 г/т (рис. 1).

В 7000-метровом разрезе комплекса Киглапейт (Канада) для нижних 90% разреза фиксируется постоянный SrPL на уровне около 450 г/т. В 3500-метровом разрезе Йоко-Довыренского массива (Северное Прибайкалье) по концентрациям SrPL вы деляются нижняя и верхняя единицы с постоянным SrPL – около 250 и 350 г/т со ответственно. В разрезе (более 2000 м) расслоенной интрузии Кивакка (Северная Карелия) намечается тренд, близкий к линейному, при SrPL примерно 400 г/т.

Рис. 1. SrWR в разрезе комплекса Стиллуотер как линейная функция CPL при постоянном SrPl, (~ 200 г/т) 1 – кумуляты троктолитовых зон;

2 –секущие анортозитовые и троктолитовые тела;

3 – вмещающие кумуляты. По [Meurer et al., 1997] Особый интерес представляет распределение Sr в расслоенных габбро 3-го сейсмического слоя океана, образовавшихся, как считают, в процессе фракциони рования “примитивной” магмы в осевых магматических камерах срединно океанических хребтов. Скважины 735B и U1309D глубиной 1508 и 1415 м ниже морского дна (mbsf) пробурены на тектонических поднятиях 3-го слоя в хребтах медленного спрединга Индийского и Атлантического океанов [Blackman et al., 2006;



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 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.