авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 5 ] --

Dick et al., 1999]. Основу их разрезов составляют называемые “примитив ными” магнезиальные габбро – оливиновые, троктолиты и др., не имеющие хими ческих аналогов среди базальтов океана. “Примитивные” габбро скважин 735B и U1309D слагают две Sr-серии, в которых SrWR колеблется в широких пределах (50-250 и 20-150 г/т соответственно) (рис. 2А). Однако SrPL, вычисленный по из меренному SrWR и нормативному CPL, в каждой серии практически постоянен (300 и 150 г/т соответственно) и не зависит от глубины (рис. 2Б). Эта закономерность мог ла бы быть еще более строгой, если бы имелись прямые измерения SrPL (рис. 2В).

Приведенные данные позволяют сделать два важных вывода. Первый за ключается в том, что в габбровых разрезах наземных расслоенных комплексов и 3-го слоя океана нет признаков убывания Sr верх по разрезу, предсказываемого моделью кристаллизации магматического бассейна. Второй, еще более важный вывод заключается в том, что валовое содержание Sr в породах разрезов (SrWR) есть линейная функция количества плагиоклаза (CPL) с постоянным содержани емв Sr в плагиоклазе (SrPL). Линейный закон распределения Sr несовместим с представлением о котектической кристаллизации магматической жидкости в од ной или нескольких магматических камерах. Даже если предположить, как счи тают некоторые исследователи [Dick et al., 1999], что в океанических разрезах Рис. 2. Стронций в “примитивных” габбро 3-го слоя океана.

А – SrWR в разрезах скв. 735B и U1309D как линейная функция CPL при постоянном SrPL (соответственно около 300 и 150 г/т).

Б – Распределение SrPL по глубине скважин. Вычислено по данным [Blackman et al., 2006;

Dick et al., 1999].

В – Сравнение с наземными комплексами: распределение Sr в оливин-анортитовых габбро (скв. 3273, Волковское месторождение, Средний Урал): 1 – измереннй SrWR;

2 – вычислен ный SrPL;

3 – измеренный SrPL (средний уровень около 2300 г/т) записана кристаллизация не магматической камеры, а стопы интрузий “каши кри сталлов”, отдельные интрузии неизбежно должны были бы иметь индивидуаль ные различия в концентрациях Sr.

Однако объективно каждый из упомянутых разрезов представляется единым це лым, продуктом некоего единственного, единовременного “акта творения”. Фено мен постоянство состава фазы независимо от ее количества и положения в разре зе, установленный для некоторых из наземных расслоенных интрузий, обычно объясняют тем, что первичные признаки кумулятивного генезиса были уничтоже ны мощным восходящим флюидным потоком [Meurer et al., 1997]. Однако это лишь умозрительная гипотеза, а применительно к 3-му океаническому слою су ществование подобного выравнивающего процесса вообще невероятно: появле ние флюида в современной океанической коре связывают с проникновением мор ской воды сверху. Можно констатировать, что во всех описанных случаях распре деление Sr не подчиняется предсказаниям магматических моделей. Следователь но, здесь записан совершенно иной процесс.

Несовместимость фактической картины с предсказаниями магматических моделей очевидна, и ее нельзя игнорировать. Здесь уместно совершенно коррект ное термодинамическое объяснение, а именно: Sr в момент формирования этих разрезов вел себя как вполне подвижный компонент в классическом определении Д.С. Коржинского [1936], т.е. его концентрация в минеральной фазе определялась не концентрацией Sr в данном объеме (т.е. экстенсивным фактором равновесия), а уровнем химического потенциала Sr в системе (т.е. интенсивным фактором рав новесия). Все множество слоев в совокупности составляло единую эквипотенци альную систему (резервуар), отдельные участки которой (слои, домены) термоди намически сообщались. Sr мигрировал, а его ресурс в системе перераспределялся пропорционально количеству плагиоклаза в каждой данной точке. Следовательно, слои образовались единовременно, а не последовательно, как это следует из тра диционной трактовки. Возможно радикальное предположение об исходно ман тийной, но не магматической природе по меньшей мере некоторых из расслоен ных комплексов. В частности, образование 3-го слоя океана может быть связано с процессом рециклинга древней океанической литосферы, обсуждаемым в связи с химическими и изотопными неоднородностями мантийных источников базальтов.

Протолитом “примитивного” габбро в этом случае может быть эклогит – туго плавкий остаток плавления древней океанической коры в зонах субдукции.

Литература 1. Ефимов А.А., Потапова Т.А. Геохимия стронция в расслоенных интрузиях: петроге нетический аспект (на примере Йоко-Довыренского и некоторых других комплексов) // Гео химия. 2003. № 8. С. 829-846.

2. Коржинский Д.С. 1936. Подвижность и инертность компонентов при метасоматозе // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1936. № 1. С. 35-60.

3. Blackman D.K. et al. // Proc. IODP. Init. Reports. Vol. 304/305. 2006.

4. Dick H.D.B. et al. // Proc. ODP. Init. Reports. Vol. 176. 1999.

5. Meurer W.P., Klaber S., Boudreau A.E. Discordant bodies from olivine-bearing zones III and IV of the Stillwater Complex, Montana – evidence for postcumulus fluid migration and reaction in layered intrusions // Contrib. Mineral. Petrol. 1997. Vol. 130. P. 81-92.

МЕТАМАГМАТИЗМ – ВЕДУЩИЙ ПРОЦЕСС ФОРМИРОВАНИЯ ПОЛИХРОННЫХ МАГМАТОГЕННЫХ АРЕАЛОВ, НА ПРИМЕРЕ ВОСТОЧНОГО АЛДАНА, СИХОТЭ-АЛИНЯ, КОРЕИ Б.Л. Залищак, В.А. Пахомова, Ю.А. Шабанова, О.А. Карась, С.Ю. Буравлева, Д.Г. Федосеев, В.А. Соляник, А.А. Карабцов, Н.И. Екимова ДВГИ ДВО РАН, Владивосток, pakhomova@fegi.ru Метамагматизм понимается как многократный, в соответствии с общепри нятыми подразделениями геохронологической шкалы, прерывисто-непрерывный процесс взаимодействия литосферы и восходящих трансмагматических флюидов в горячих точках (плюмах), результаты которого на поверхности выражены по лихронными магматогенными ареалами [Емельяненко и др., 1989;

Маракушев, 1987;

Некрасов и др., 1994;

Zalishchak et al., 1998].

Восточный Алдан (рис. 1) является супертеррейном возрастом 2,6-1,7 млрд лет в составе Алдано-Станового щита и на большей своей части перекрыт ма ломощным рифей – венд – нижнекембрийским субгоризонтальным терригенно карбонатным чехлом, который прорван магматическими комплексами, представ ленными ареалами магматизма поперечником до первых десятков км преимуще ственно в виде морфоструктур центрального типа, иногда концентрического строения. О возрасте и длительности становления ареалов (морфоструктур) мож но судить по последовательности внедрения фаз и исключительно по цифрам изо топных возрастов. Как никакой другой в пределах северо-восточной Азии этот ре гион известен ареалами щелочного магматизма.

В сравнительно хорошо изученных ареалах (морфоструктурах) установ лены породы магматического, метаморфического, метасоматического, гидро термального и экзогенного происхождения от архейского до кайнозойского возраста, причем количество этих типов пород, которые слагают конкретные геологические тела, составляет несколько десятков в каждом ареале, от ультра основных до кислых, как нормальных, так и щелочных. Такая ситуация чрезвы чайно усложняет, по понятным причинам, выявление истинных взаимоотноше ний магматических фаз и метасоматитов, а цифры изотопных возрастов, полу ченные за многие годы для комплексов разной степени изученности, внесли не определенность (путаницу) в оценке их места и рудоносности в истории геоло гического развития региона.

Магматогенные ареалы, включающие обычно и щелочные породы, со провождаются интенсивным, развитым по всей площади ареала щелочным ме тасоматозом, что проявлено в «пропитывании» всех вмещающих пород и зерен их минералов метасоматическими минеральными ассоциациями в виде зон, жил, штокверков и систем тончайших прожилков. Для магматогенных ареалов, изученных сравнительно детально, установлены прерывисто-непрерывные ря ды изотопных возрастов пород и минералов от 2-1 млрд лет до 100 млн лет, в частности, в таких как Кондер, Улкан, Ингили, Томптокан, Кет-Кап, Юна и др.

Рис. 1. Схема ареалов фанерозойского магматизма Восточного Алдана (по опубликованным работам) Проблемы генезиса и металлогении полихронных, 2-0,1 млрд лет, магмато генных ареалов (морфоструктур) могут удовлетворительно решаться с позиций гипотез горячих точек (плюмов) и метамагматизма, исходя из следующих фактов:

разрыв во времени до 1-2 млрд лет между ранними (докембрий) и поздними (ме зозой) интрузивными комплексами в пределах ареала, отсутствие прямых наблю дений дифференциации, интенсивный площадной преимущественно щелочной метасоматоз, контрастные геохимия и рудная минерализация, четкая зависимость состава щелочного магматизма и метасоматоза от состава пород фундамента, изо топные возрасты пород этих комплексов дают прерывисто-непрерывный ряд цифр, притом, что без учета этих данных, модели взаимодействия в системе ман тия–кора оказываются неинформативными и некорректными.

Полихронные магматогенные комплексы аккреционно-складчатой системы Сихотэ-Алиня и Ханкайского массива представлены пятью массивами, в состав ко торых входят массивы и тела нефелиновых и щелочных сиенитов и несколько тел карбонатитов: Шумный (Пога), Соболиха (Иденгу), Поперечный, Кокшаровский, Шибановский, Олений (Майхе). На Сино-Корейском щите, в пределах полуостро ва Корея, они представлены несколькими десятками массивов и тел, включающи ми нефелиновые и щелочные сиениты раннемезозойского пхенганского комплек са и щелочные гранитоиды кайнозойского хакмусанского комплекса (рис. 2 и 3).

Рис. 2. Схема распространения щелочных магматических пород в Юго-Западном Приморье, Северной Корее и на сопредельной территории Китая (по опубликованным работам) Рис. 3. Сихотэ-Алинская орогенная система и её террейны (по Ханчуку А.И.) Проблемы происхождения и закономерностей размещения полихронных магматогенных ареалов Сихотэ-Алиня, Ханкайского и Сино-Корейского щитов рассматриваются на основе представлений о существовании субширотных трансформных глубокого заложения горячих зон, подобных горячим точкам и плюмам, и гипотезы метамагматизма.

Магматогенные ареалы во всех вышеуказанных регионах Дальнего Вос тока характеризуются контрастным разнообразным оруденением. Так, на Кон дере совмещены месторождения платиноидов, золота, редких земель, вермику лита и др., в Ингилийском ареале – цирконий, ниобий, благородные металлы и др., в Ныгваганском ареале (Улканский район) – ниобий, бериллий, редкие зем ли и др., в Сихотэ-Алинской провинции и Корее – редкие земли, ниобий, цир коний, вермикулит и др.

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

а также проектов ДВО РАН № 09-3-В-08-450, № 09-3-Д-08-489, № 09 3-Д-08-490.

Литература 1. Емельяненко Е.П., Масловский А.Н., Залищак Б.Л., Камаева Л.В., Фоменко А.С. Законо мерности размещения рудной минерализации на Кондёрском щелочно-ультраосновном мас сиве // Сборник научных трудов. Геологические условия локализации эндогенного орудене ния. Владивосток, ДВО АН СССР, 1989, с. 100-113.

2. Маракушев А.А. Магматическое замещение и его петрогенетическая роль // Очер ки физико-химической петрологии: памяти акад. Д.С. Коржинского. М. : Наука. 1987, вып. XIV, с. 24-38.

3. Некрасов И.Я., Ленников А.М., Октябрьский Р.А., Залищак Б.Л., Сапин В.И. Петро логия и платиноносность кольцевых щелочно-ультраосновных комплексов // М. : Наука, 1994, 381 с.

4. Zalishchak B.L., Lennikov A.M., Oktyabrsky R.A., Solyanik V.A., Pakhomova V.A. Min eralization of zonal alkali-ultrabasic complexes of Far East Russia. Proceedings of the Ninth Quad rennial IAGOD, Symposium, 1998, D-70176 Stuttgart, p. 541-553.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНАЯ АПРОБАЦИЯ КОНЦЕПЦИИ Д.С. КОРЖИНСКОГО О ДИФФЕРЕНЦИАЛЬНОЙ ПОДВИЖНОСТИ КОМПОНЕНТОВ НА ПРИМЕРЕ МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ Г.П. Зарайский ИЭМ РАН, Черноголовка, Zaraisky@iem.ac.ru Одним из наиболее важных достижений Д.С. Коржинского является от крытие принципа дифференциальной подвижности компонентов в природных геохимических системах, что способствовало корректному применению аппа рата термодинамики к описанию геологических процессов, сопровождающихся химическими реакциями и транспортом вещества. Такой подход привел к вы движению и теоретическому обоснованию Д.С. Коржинским нового типа тер модинамических систем «с вполне подвижными компонентами». Уже в своей первой работе, посвященной этой проблеме, Д.С. Коржинский акцентировал внимание на том, что при метасоматозе система раствор-порода является как бы замкнутой для инертных компонентов и открытой для компонентов вполне подвижных [Коржинский, 1936]. Инертные компоненты заданы своим количе ством в системе (экстенсивным параметром), а вполне подвижные – своей кон центрацией или химическим потенциалом в растворе, являющимися подобно температуре и давлению параметрами интенсивными, не зависящими от масс компонентов внутри системы, а наложенными на систему извне и поддержи вающимися на определенном уровне окружающей средой. Таким образом, ре жим подвижности компонентов не просто характеризует сравнительную спо собность компонентов к миграции, а имеет термодинамический смысл: «При равновесных процессах каждый компонент может быть либо инертным, либо вполне подвижным, так как в число факторов равновесия из-за их ограниченно сти входит либо масса компонента, либо его химический потенциал» [Коржин ский, 1973]. Для систем с вполне подвижными компонентами иную форму за писи имеют выражения термодинамических потенциалов и правила фаз.

Однако причины дифференциальной подвижности компонентов, меха низм, при помощи которого это явление реализуется, способы количественного описания инертности подвижности пока еще изучены недостаточно. Очевид ную помощь в этом может оказать экспериментальное моделирование метасо матической зональности. Информация о инертности-подвижности компонентов заключена в соотношениях между числом минеральных фаз и числом компо нентов в разных зонах метасоматической колонки, в последовательности рас положении зон, закономерностях смены фазового и химического состава на границах зон и других особенностях строения экспериментальной колонки.

Важная роль эксперимента состоит в том, что он позволяет рассмотреть влияние различных факторов, задаваемых условиями экспериментов, на изменение ре жима подвижности компонентов. Принципиальной особенностью разработанной нами методики являлось моделирование открытой системы с вполне подвиж ными компонентами по Д.С. Коржинскому [Зарайский, 2007]. Активность ком понентов во внешней по отношению к породе среде поддерживалась постоян ной за счет большого буферного объема раствора, в который помещалась не большая открытая с одной стороны золотая ампула (d=5 мм, l=50 мм), заполнен ная уплотненным порошком породы с размером частиц 0,1 мм. Соотношение внешний раствор/порода составляло в наших экспериментах около 100 по массе при отношении поровый раствор/порода от 0,05 до 0,1, т.е. в 1000 раз меньшем.

Поэтому активность ВПК не зависела от реакций в породе, а подобно Т и Р зада валась извне, как это характерно для природных метасоматических процессов.

На рис. 1 приведены фотографии экспериментальных колонок диффузи онного метасоматоза, относящихся к разным генетическим типам процессов:

кислотному выщелачиванию (а), щелочному натриевому метасоматозу (б и в), биметасоматическому скарнообразованию (г). Резкие, отчетливые границы ме жду зонами доказывают соблюдение в экспериментальных колонках принципа локального равновесия. Установлено, что все зоны колонки появляются одно временно. С увеличением продолжительности опыта они лишь разрастаются в мощности пропорционально t. Границы между зонами представляют фронты замещения, на которых протекают химические реакции между породой и рас твором, приводящие к изменению минерального, химического состава породы и режима подвижности компонентов. Число фаз (минералов) в зонах колонок всегда меньше числа компонентов, что указывает на вполне подвижное поведе ние части компонентов, так как согласно правилу фаз Коржинского максималь ное число фаз (минералов) должно быть равно числу инертных компонентов (или на 1 больше при условии постоянства объема):

max T,P, = kin.

По направлению к воздействующему раствору, не насыщенному минера лами породы, число минералов исходной породы на границах зон, как правило, уменьшается на единицу, что соответствует переходу одного компонента из инертного во вполне подвижное состояние.

Прекрасные примеры дифференциальной подвижности компонентов дают экспериментальные колонки кислотного метасоматоза, когда агрессив ный кислый раствор не насыщен многими компонентами, и минералы породы при взаимодействии с ним замещаются или растворяются в определенной по следовательности. На рис. 2 приведена последовательность метасоматических зон диффузионной экспериментальной колонки грейзенизации гранита под действием фторидного раствора 1.0 m HF, насыщенного кремнеземом и гли ноземом (SiO2 и Al2O3 в избытке), но не содержащего других компонентов по роды. Эта колонка довольно близка к классической зональности кварц топазовой фации грейзенов, характерной для Акчатау и многих других грей зеновых месторождений. Как можно видеть, число породообразующих мине ралов закономерно сокращается от 5 в исходном граните до 2 в наиболее из мененной тыловой зоне колонки.

Рис. 1. Резкие границы зон экспериментальных диффузионных метасоматических колонок (пояснения в тексте) Полевые шпаты последовательно мусковитизируются при сохранении обще го количества глинозема в породе, который, несомненно, везде является инертным.

В тыловой зоне мусковит замещается топазом, и весь глинозем породы сосредо точивается в нем. Остальное слагает кварц. Несложно вывести ряд подвижности компонентов для этой колонки (от наиболее подвижных к инертным): Са, (Fe, Mg), Na, K, Si, Al. Щелочные металлы (K и Na) оказываются более инертными, чем Ca, Fe Мg, что, по-видимому, объясняется низким содержанием последних в граните. Для природных грейзенов такая последовательность также обычна.

Анализ результатов экспериментального моделирования метасоматиче ских процессов показывает, что режим подвижности компонентов тесно связан с их растворимостью и зависит во многом от величины рН воздействующего раствора. В целом для кислых и близнейтральных условий характерен ряд под вижности (от наиболее подвижных к инертным компонентам), отражающий фундаментальные свойства элементов по мере уменьшения их способности к ионизации по катионному типу: К, Na, Ca, Mg, Fe, Si, Al, Ti. В щелочных рас творах этот ряд претерпевает частичную инверсию, выражающуюся в увеличе нии подвижности кремния и алюминия относительно щелочно-земельных эле ментов и железа: К, Na, Si, Al, Ca, Mg, Fe, Ti. В условиях максимально высокой щелочности, по-видимому, мало реальных для природных процессов, кремний и алюминий могут стать даже более подвижными, чем щелочные металлы, ста новится подвижным и титан, а Ca, Mg и Fe оказываются наименее подвижными компонентами : Si, Al, Ti, К, Na, Ca, Mg, Fe.

Рис. 2. Режим подвижности компонентов в экспериментальной диффузионной колонке кислотного метасоматоза (грейзенизации) биотитового гранита при Т = 500 °С, Р = 1.0 кбар, раствор 1.0 m HF + [Qtz, Al2O3 в избытке], t = 500 час.

Дифференциальная подвижность компонентов, как в геологических усло виях, так и при эксперименте наиболее ярко проявляется именно в зональных метасоматических колонках. Наиболее подвижным будет тот компонент, фронт растворения (или замещения) которого распространяется при метасоматозе с наибольшей скоростью. Последовательность расположения остальных метасо матических фронтов (межзонных границ) по колонке отвечает ряду дифферен циальной подвижности компонентов. Для простейшего случая растворения од нокомпонентного минерала скорость продвижения фронта его исчезновения в метасоматической колонке при диффузионном массопереносе Vdif может быть выражена приближенным соотношением:

Ci x Vdif = = 2 Di, i t t где Сi – перепад концентрации в растворе между концентрацией насыщения и концентрацией компонента в воздействующем растворе;

i – перепад содер жания компонента в породе на фронте растворения однокомпонентного мине рала. Как легко видеть, для этого простейшего случая относительная подвиж ность компонентов при близости коэффициентов диффузии определяется вели чиной отношения перепада концентрации в растворе к перепаду содержания в породе: Ci / i. Из этого непосредственно следует первостепенная зависимость подвижности от содержания компонента в породе и от растворимости, а, следо вательно, от кислотности раствора, которая, как правило, сильно влияет на рас творимость. Для многокомпонентных минералов следует, конечно, рассматри вать не концентрации насыщения, а произведения растворимости.

В общем случае увеличение как содержания компонента в породе, так и его концентрации в воздействующем растворе способствует повышению инертности компонента. Экспериментально показано влияние на подвижность анионного состава раствора. Введение серы повышает инертность железа, связывая его в пирите. Фтор препятствует выносу кальция, фиксируя его во флюорите. Воздей ствие углекислых растворов приводит к фиксации Ca, Mg и Fe в карбонатах.

Наиболее инертными компонентами в широком диапазоне физико-химических условий остаются А1 и Ti. Наши экспериментальные данные показывают, что алюминий приобретает подвижность только в специфических условиях: а) при высоких температурах (800 °С);

б) в условиях высокой щелочности (рНP,T 8);

в) в кислых фторидных растворах при концентрации HF выше 10~2 моль/кг Н2О.

Эти же условия способствуют увеличению подвижности титана.

Литература 1. Коржинский Д.С. Подвижность и инертность компонентов при метасоматозе // Из вестия АН СССР, Отделение мат. и естествен. наук, 1936, № 1, с. 35-59.

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

3. Зарайский Г.П. Эксперимент в решении проблем метасоматизма // М. : ГЕОС, 2007, 136 с.

ТРАНСМАГМАТИЧЕСКИЕ ФЛЮИДЫ В ЭНДОГЕННЫХ ПРОЦЕССАХ: ДОСТИЖЕНИЯ, ПЕРСПЕКТИВЫ И ПРОБЛЕМЫ И.А. Зотов ИГЕМ РАН, Москва, olimpus16@yandex.ru Мировое признание Д.С. Коржинский получил благодаря разработан ным им в 1936-1957 годах термодинамическим основам открытых систем, ак тивно обменивающимся веществом с внешней средой. К таким системам, по существу, принадлежат все процессы природного минералообразования (и биологические системы тоже, которыми, впрочем, Д.С. Коржинский не за нимался) и особенно метасоматические процессы. Его широкому применению способствовал также разработанный Д.С. Коржинским графический анализ ассоциаций (парагенезисов) равновесных минералов. Все современные мине ралогические геотермобарометры, геооксометры созданы с использованием методов Д.С. Коржинского.

Менее популярны или забываются новаторские геологические достиже ния Д.С. Коржинского, основанные на его глубоких геологических наблюдени ях и их обобщениях. К ним относятся теория Са- и Mg-скарнообразования, пока единственная генетическая классификация магматогенных метасоматитов, вве дение в петрологическую практику принципа кислотно-основного взаимодей ствия компонентов в гидротермальных растворах (или высокоплотных надкри тических флюидах) и магмах. И если незнание этих достижений простительно для зарубежных петрологов, не знающих язык А.С. Пушкина, то для россий ских исследователей это выглядит странно.

Великим геологическим достижением Д.С. Коржинского (1952) следует признать Гипотезу Трансмагматических Флюидов (ТМФ). Она стоит на уровне глобальных геологических концепций таких, как Плейт-тектоника, так как Потоки Трансмагматических Флюидов всегда (в малых или больших объе мах) сопровождают или сопровождали любые проявления магматизма, покры вающих и пронизывавших всю Землю.

Достижения ТМФ гипотезы 1. Первой по времени и важнейшей по значимости является единствен ная полноценная Гипотеза гранитизации, в которой Д.С. Коржинский (1952) диалектически соединил представления «магматистов» о магматической природе гранитов этих зон и соперничавших с ними «трансформистов» о существенной роли метасоматоза и «сохранении объемов» в этих процессах. Д.С. Коржинский предположил, что гранитные магмы этих зон сопровождаются потоками прохо дящих через них флюидов, которые при выходе из магм активно метасомати зируют вмещающие кристаллосланцы. Состав последних по мере изменения сближается с составом магм с последующим плавлением. Этот процесс Д.С. Коржинский назвал магматическим замещением и доказательством это го являются ксенолиты метасоматитов, захваченные и пересекаемые гранитами, полиминеральный характер которых свидетельствует об их магматической природе. Проявление гранитизации на глубинах в 30-40 км, т.е. в основании ко ры указывает на подкоровый (т.е. мантийный) источник ТМФ. Последующие полувековые исследования всех литологических типов природных магм разных уровней локализации (до 2 км от земной поверхности) показали, что все они характеризуются потоками ТМФ, но разной активности (или объемными соот ношениями), что и доказывает глобальный характер проявления ТМФ.

2. Вторым достижением стало обнаружение рудотранспортной способно сти ТМФ. В 1964 году Д.С. Коржинский отметил, что магматическое замещение наиболее типично для рудопродуктивных интрузивов. Детальные исследования трапповых интрузивов, материнских для гигантских сульфидных Pd-Cu-Ni месторождений Норильска показали [Зотов, 1979;

Korzhinskii et al., 1982], что именно рудоносным интрузивам свойственны активные потоки трансмагматиче ских флюидов, которые определяют как петрологические особенности интрузи вов, так и морфо-генетические и структурно-минералогические особенности лик вационно-вкрапленных в интрузивах руд. В норильских интрузивах связь рудо носности с потоками ТМФ прослеживается непосредственно, так как в распреде лении в них ликвационно-магматической сульфидной вкрапленности.

На этом основании нами была сформулирована [Зотов, 1982, 1989] ориги нальная Гипотеза образования крупных эндогенных месторождений, полезные металлы которых приносятся не только и не столько рудоносными магмами, а преимущественно сопровождающими их ТМФ. Гипотеза была подтверждена при изучении апатитовых месторождений алюмо-силикатных магм (Хибинский гено тип) [Зотов, 1989] и щелочно-карбонатитовых массивов [Середкин и др., 2004].

3. Третьим достижением ТМФ-гипотезы является Открытие нового «Метамагматического» класса магматических процессов, сделанное Д.С. Коржинским (1973) при изучении рудоносных интрузивов гигантских Pd-Cu-Ni сульфидных месторождений Норильска. К этому классу он отнес магмы нижнего слоя рудопродуктивных интрузивов, сложенного сульфид и оливинсодержащими такситовыми габбро-долеритами пегматоидного об лика. Их сильно лейкократизированный состав Д.С. Коржинский объяснил метамагматической дебазификацией магм под воздействием сосредоточен ных потоков ТМФ. Сутью процессов метамагматизма является изменение состава магмы за счет перераспределения компонентов между магмой и про сачивающимися через них ТМФ, что возможно при нарушении равновесия ТМФ с окружающей магмой. Факторами равновесия выступают температура, давление, окислительный потенциал и валовый состав системы.

Перспективы применения ТМФ гипотезы Они поистине безграничны.

Но Первой и Важнейшей областью применения следует назвать разра ботку Теории Контаминации Магм веществом боковых пород. Такой теории не существует, хотя сам процесс Контаминации известен более 2-х веков. Нами пока зано [Зотов, 1989, 2009, в печати], что контаминироваться магма может лишь тем минеральным веществом боковых пород, которое приведено в термодинамическое равновесие с магмой. И это происходит в краях струй ТМФ в породах, вмещаю щих магмы, где имеет место диффузионное взаимодействие флюидов с боковыми породами, одноименные минералы которых сближаются по составу с магматиче скими и сохраняются в магме как псевдо-котектические. Неоднородность морфо логии и активности потоков ТМФ, разнообразие литологии вмещающих пород создают неустойчивые химические картины контаминации в контактах даже од ного магматического тела, что не позволяло понять существо контаминации.

Гомодромная последовательность формирования интрузивов (с позд ними высоко Si магматическим фазам) является самой распространенной в природе и кажется естественной в силу низкоплавкого характера поздних фаз.

Но при сходстве механизмов подъема магм при интрузивном магматизме и вулканическом, при котором подъем магм определяется (а) избыточным давле нием в исходном магматическом очаге и (б) вязкостью магм [Федотов, 2006], гомодромная последовательность внедрения магм без участия ТМФ маловеро ятна. Так как к моменту внедрения вязких кремнекислых дифференциатов дав ление в исходном магматическом очаге станет минимальным. Лишь снижение вязкости кремнекислых расплавов за счет притока ТМФ обеспечивает их подъ ем в камеру локализации.

Построение Модели Катастрофических Вулканических Извержений (типа Кракатау) затруднено из-за неизвестности механизмов быстрого притока вулканических газов после начала извержения, что и придает извержениям ка тастрофический характер. Потоки ТМФ, видимо, могут использовать систему каналов, образуемых кратковременно соединяющимися газовыми пузырьками магм, подобно щелевидной проницаемости пемз. Это может обеспечить высо кую скорость движения флюидов в магмах.

ТМФ являются решающим фактором повышения реологических свойств разно- температурно-деформируемых пород. Это следует из того, что в уравнениях деформации горных пород содержание воды является степенным множителем. Высокая реология метаморфических пород обусловлена тем, что их деформация сопровождается перекристаллизацией пород через поровые флюи ды, которые формируются за счет ТМФ потоков зон гранитизации. Лишь этот ме ханизм позволяет понять змеевидную деформацию птигматитовых гранитных жил [Зотов, 1975], типичных для зон гранитизации. ТМФ вулканических колонн Камчатки полезны для понимания повышенной пластичности (за счет притока ТМФ) второго слоя Земной коры полуострова, модель которой разрабатывается в ГИНе РАН. Предположительно, движение Континентальных плит и их частей происходит за счет «скольжения» пластифицированного метаморфического слоя литосферы, чему соответствует близость скоростей сдвижения плит и диффузии компонентов в растворах (в среднем не более 10 мм/год).

Новые ВОПРОСЫ глубинной жизни Земли, порождаемые концепцией ТМФ Подкоровый характер ТМФ, большие масштабы вызываемых ими изме нений в коре требуют моделей, как минимум, мантийного уровня. Предложена [Зотов, 1989, стр. 170-192] оригинальная качественная модель зарождения ТМФ потоков параллельно с адиабатическим плавлением «всплывающих» астено сферных блоков, содержащих около 1 мас.% легко летучих компонентов, Она коррелируется с моделью внутриконтинентальных рифтов. В рамках модели впервые находят решение вопросы (а) сочетания мантийного магматизма с раз ломными структурами литосферы, (б) сопряженной структурно-тектонической эволюции коры и магматизма, (в) структурно-временного соотношения ман тийных процессов магмообразования и метасоматоза, (г) экстрагирования рас сеянного рудного вещества верхней мантии и вовлечения его в эндогенное ру дообразование.

ТМФ концепция ставит новые научные задачи. Важнейшей является изу чение концентрированных форм переноса металлов в надкритических газах при температурах от 700 до 1500 °С и выше, охватывающих процессы магматиче ские, верхнее- и нижне-мантийные и внешнего Ядра. В силу высоких Т и Р наиболее вероятными и перспективными представляются простейшие соедине ния низковалентных форм металлов с летучими типа AlCl, SiO и т.п., объяс няющие находки в природе самородных Si, Al, Nb, Cr, Sn и др.

Литература 1. Зотов И.А. О роли трансмагматических флюидов в генезисе магматогенных рудных месторождений // Сов. геология, № 1, 1982, с. 45-57.

2. Зотов И.А. Трансмагматические флюиды в магматизме и рудообразовании. М. : Нау ка, 1989. 256 с.

3. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение // Известия АН СССР.

Сер. геол., № 2, 1952, с. 56-69.

4. Коржинский Д.С. Метамагматические процессы // Изв. АН СССР. Сер. геол. № 12, 1973, с. 3-6.

5. Korzhinskii D.S., Pertsev N.N., Zotov I.A. Transmagmatic fluids and magmatogenic ore formation: A problem of mantle or sources // Proc. Sixth quadr. IAGOD Symp. Stutgart: Nagele und Obermiller, 1984, p. 131-138.

ИСТОЧНИК ВЕЩЕСТВА ПРИ ФОРМИРОВАНИИ ЗОЛОТОРУДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ «ВЕРХНЕНИЯЮСКОЕ-1»

ПО ИЗОТОПНЫМ ДАННЫМ Н.Н. Зыкин1, Н.В. Сокерина МГУ, Москва, nznz@yandex.ru;

Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, sokerina@geo.komisc.ru Данные по изотопному составу химических элементов в минералах и от дельных элементов в гидротермальных растворах давно используются при оп ределении источника вещества и для изучения условий формирования мине ральных образований. Для определения условий формирования золоторудного месторождения «Верхненияюское-1» (Полярный Урал) нами были проведены микроскопические и термобарогеохимические исследования газово-жидких включений в прозрачных минералах, входящих в состав золоторудных и без рудных кварцевых жил месторождения. Для определения источника вещества жильных образований был изучен изотопный состав кислорода, водорода и уг лерода воды и углекислого газа флюидных включений в безрудном кварце, а также кислорода и углерода кальцита, выполняющего гнёзда в кварцевых жи лах. Результаты исследований приведены в таблицах 1, 2 и 3.

Таблица Результаты термобарогеохимических исследований кварца и кальцита месторождения «Верхненияюское-1»

Предполагаемые NaCl экв., Давление, Минерал T гом., С Т эвт., С водно-солевые вес. % МПа системы Золоторудный около -23, NaCl-KCl-H2O 85-467 0-17 1- кварц около -35 NaCl-MgCl2-H2O Незолоторудный 70-492 4,0-16,5 около -23 NaCl-KCl-H2O 1- кварц 15 (1 за Кальцит 80-287 около -35 NaCl-MgCl2-H2O 1- мер) Изотопные данные изученных фаз флюидных включений в кварце (табл. 2) для всех образцов показывают близкие значения и, очевидно, характеризуют один этап формирования кварцевых жил. Данные по углероду и кислороду кальцита (табл. 3) так же свидетельствуют об одном этапе его образования. При этом становление кварцевых жил и формирование гнёзд кальцита в них, скорее всего, были разнесены во времени и, во всяком случае, характеризуются раз личным источником углеродсодержащей фазы.

При допущении единого источника вещества и общего этапа формиро вания кварца и кальцита, температурный режим гидротермального процесса будет соответствовать диапазону температур, установленных для кальцита (80-300 °C, табл. 1). Согласно равновесным коэффициентам разделения в сис теме «CO2 – CaCO3» для этих температур [Фор, 1989], максимальное различие в изотопном составе углерода кальцита и углерода CO2 из включений должно составлять от 2 (при 300 °C) до 6 (при 80 °C) ‰ (PDB). При этом при низких температурах кальцит должен быть обогащён изотопом 13C относительно угле рода равновесного с ним углекислого газа. В изученных нами фазах наблюда ются прямо противоположные отношения, что говорит о разном времени фор мирования минералов.

Таблица Результаты изотопных масс-спектрометрических исследований водной и газовой фаз газово-жидких включений из нерудного кварца месторождения «Верхненияюское-1»

Изотопный состав, ‰ № № пробы п/п 13 O(СО2) 18O(СО2) D(H2O) C(СО2) 1 545 нет СО2 - 2 550 -4.3 +10.0 -20.5 - 3 533 -4.2 +10.1 -20.4 - 4 531 -4.2 +10.2 -20.3 - Примечание: – относительно V– SMOW, – относительно PDB Таблица Результаты изотопных масс-спектрометрических исследований C и 18O в кальците Изотопный состав, Место взятия, геологическая Порода, ‰ Образец характеристика минерал 13CPDB 18OSMOW СН 1 Манитанырд, гнездо в кварцевой жиле кальцит -15.8 +11. СН 14 Манитанырд, гнездо в кварцевой жиле кальцит -13.0 +11. СН 50 Манитанырд, гнездо в кварцевой жиле кальцит -11.0 +12. СН 99 Манитанырд, гнездо в кварцевой жиле кальцит -10.9 +11. Данные по изотопному составу кислорода CO2 и кальцита также свиде тельствуют о двух самостоятельных этапах гидротермальной деятельности.

При допущении, что кварц и кальцит формировались одновременно, и при этом между кислородом CO2 и кислородом кальцитов существовало геохими ческое равновесие, разница в изотопном составе кислорода этих фаз (18O) при определённых здесь температурах должна составлять не менее 8 ‰ [Taylor, 1974]. В тоже время, разница значений по кислороду, установленная нами между этими фазами, не превышает 1,5 2 ‰ (SMOW), что говорит о раздельном их поступлении и, соответственно, о различных этапах гидротер мальной деятельности.

Согласно литературным данным [Рай и др., 1977;

Фор, 1989], значения 13С = 4 ‰ (PDB) соответствуют изотопному составу углерода карбонатитов (13С = 2 8 ‰), углерода углекислого газа геотермальных областей (13С = = 2 8 ‰) и близки к изотопному составу углерода большинства алмазов (13С = 3 7 ‰). С другой стороны, полученные по углероду СО2 данные так же попадают в диапазон значений, характерных для изотопного состава углеро да пресноводных карбонатов (13С = 2 8 ‰). По мнению авторов, формиро вание углекислоты включений за счёт карбонатов маловероятно, поскольку при повышенных давлениях температура диссоциации карбонатов должна превы шать 500 °C, чего здесь не зафиксировано. Некоторую неопределённость в ус тановлении источника углекислоты по изотопии углерода вносит отсутствие данных по бикарбонат-иону. В тоже время, самостоятельной фазы карбонатов во включениях не установлено, и, согласно термобарогеохимическим исследо ваниям, концентрация бикарбонат-иона здесь также не может быть значитель ной. Таким образом, изотопный состав углерода углекислого газа из флюидных включений в кварце, очевидно, указывает на глубинный источник углекислоты.

Углерод кальцита, выполняющего гнёзда в кварцевых жилах, при боль шом разбросе значений характеризуется близкими значениями 13C между от дельными образцами. Полученные по углероду кальцитов данные не соответст вуют ни морским, ни пресноводным карбонатам, ни углероду мантийного про исхождения. Объяснением полученных характеристик может быть смешение при гидротермальной деятельности углерода различных источников. При этом, следует допускать, что в составе растворов этого этапа в значительном количе стве присутствовал углерод биогенного происхождения, источником которого могло быть рассеянное органическое вещество из вмещающих толщ (графит).

Скорее всего, гидротермальные растворы с таким изотопным составом углеро да, отражают изменчивость PT-условий при формировании кальцита и, как следствие, изменчивость состава растворов в системе “графит – кальцит – HCO3 (вод) – CO2 (вод) и CO2 (газ)”.

Очевидно, что на изотопный состав кислородсодержащих фаз гидротер мальных флюидов самое существенное влияние должен оказывать состав воды растворов. При том, что изотопный состав кислорода “ювенильной” воды сегодня никем достоверно не установлен, большинством исследователей [Фор, 1989;

Taylor и др., 1974] условно принимается, что изотопный состав кислорода и водо рода мантийной воды соответствует значениям 18O = +6 +8 ‰ (SMOW), D = 50 80 ‰ (SMOW), а метаморфической +5 +25 ‰ и 20 65 ‰, соответст венно. По нашему мнению, при гидротермальной деятельности в магматических системах и при метаморфических процессах фиксируется эффект высокотемпера турного изотопного обмена кислорода гидротермальных растворов, представлен ного метеогенной, либо морской водой, с вмещающими породами, изотопный со став кислорода которых составляет диапазон 18O = 5 +35 ‰ (SMOW).

При наличии во включениях CO2 и при известной температуре гидротер мального процесса, изотопный состав кислорода воды поддаётся расчёту. По скольку в изученных нами образцах кварца включений с жидкой углекислотой обнаружено не было (доказано методом газовой хроматографии и микроскопи ческими наблюдениями), можно считать, что количество воды в ГЖВ по массе превышает количество углекислоты. Исходя из принципа баланса вещества и на основании известных коэффициентов изотопного фракционирования в сис теме «CO2 – H2O», кислород углекислого газа должен находиться в изотопном равновесии с водной фазой и отражать изотопный состав кислорода воды флю идных включений. Температура формирования включений в кварце, содержа щих углекислый газ, соответствует 120 490 °С. Расчёты показывают, что при данных температурах кислород воды минералообразующих растворов имел значения 18О от +5 (при 490 °С) до 18О = – 20 (при 120 °С), ‰ (SMOW), что го ворит о её поверхностном (инфильтрационном) происхождении. Значения, близкие к 0 ‰ (SMOW) могут указывать на воду, по изотопному составу анало гичную метеогенной воде низких широт, либо воду морского генезиса. Поло жительные значения характерны для высокотемпературных растворов, при проникновении которых во вмещающие породы происходил обмен кислорода гидротермальных растворов, представленного метеогенной, либо морской во дой, с вмещающими породами. Но, очевидно, что при формировании безрудно го кварца преобладала изотопно-лёгкая инфильтрационная вода. При этом на участие метеогенной воды в формировании изученного нами кварца опреде лённо указывают и полученные здесь низкие значения изотопного состава во дорода воды из флюидных включений (табл. 2), не соответствующие ни гипо тетической “ювенильной”, ни “метаморфической” воде.

Рассчитанные значения кислорода воды, из которой формировался кальцит, при широком диапазоне температур (80 300 °С) гидротермальных растворов дают значения 18О(H2O) = –9 +8 ‰ (SMOW), что также указывает на метеогенную во ду, испытывающую значительный изотопный обмен по кислороду с вмещающими породами при повышенных температурах гидротермального раствора. Таким об разом, согласно прямым наблюдениям и расчётным данным по изотопному соста ву кислорода, водорода и углерода изученных фаз, вода, формировавшая как кварцевые жилы, так и включения кальцита в них, имела преимущественно метео генное (инфильтрационное), либо морское происхождение, а состав углекислого газа отражает глубинный источник его поступления.

Литература 1. Рай Р., Омото Х.. Обзор исследований изотопов серы и углерода применительно к проблеме генезиса руд // Стабильные изотопы и проблемы рудообразования. М. : Мир, 1977.

С. 176-212.

2. Фор Г.. Основы изотопной геологии / Пер. с англ. М. : Мир, 1989. 590 с..

3. Taylor H.P. The application of oxygen and hydrogen isotope studies to problems of hydrother mal alteration and ore deposition: Economic Geologists / Editor B.J. Skinner. Vol. 69, September October. 1974. № 6. P. 843-883.

О РУДНЫХ КСЕНОЛИТАХ, КАК ПЕРСПЕКТИВНОМ ПОИСКОВОМ ПРИЗНАКЕ И ОБ ЭВОЛЮЦИИ КСЕНОЛИТНОГО ВЕЩЕСТВА В РАСПЛАВЕ-ЗАХВАТЧИКЕ В.Л. Ильченко Геологический институт Кольского НЦ РАН, Апатиты, vadim@geoksc.apatity.ru Не выходящие на дневную поверхность месторождения полезных ископае мых могут проявлять своё присутствие в виде аномалий различных геофизиче ских и геохимических полей. Эти аномалии могут быть замаскированы сложно стью геологического строения, что сильно затрудняет определение строения гео логических объектов по наблюдаемым геофизическим полям. При этом богатые руды с замаскированными геофизическими аномалиями могут существовать на глубинах, вполне доступных для освоения современной горной промышленно стью. Единственным признаком существования не выходящих на дневную по верхность месторождений полезных ископаемых с замаскированными геофизиче скими аномалиями могут служить рудные ксенолиты, обретающиеся в обнажени ях магматических пород. В этой связи рудные ксенолиты могут и должны рас сматриваться как важнейшие поисковые признаки присутствия рудных тел в верхних частях литосферы поблизости от мест обнаружения таких ксенолитов.

В частности, как пример, наводящий на мысль о существовании замаскиро ванного богатого месторождения ЭПГ можно привести Западно-Панский массив (Кольский п-ов) пород основного-ультраосновного состава (габбро, габбро нориты, габбро-анортозиты и др.). В пределах этого массива 20 лет велись поис ковые работы, в т.ч. разведочное бурение (150 скважин). В результате здесь были выделены т.н. «нижний расслоенный горизонт» (НРГ), «северный платиноносный риф» и проведена оценка рудных запасов [Дубровский, Рундквист, 2008]. Этот го ризонт (НРГ) отличается отсутствием признаков воздействия единого поля на пряжений на породы и повышенной концентрацией в нём ксенолитов пироксе нитового и анортозитового состава. Пространственное распределение в НРГ упомянутых ксенолитов, равно как и выявленных посредством бурения зон с по вышенными рудными концентрациями, хаотичное. Отсюда – вывод о ксенолит ной природе оруденения НРГ Западно-Панского массива. Выглядит всё так, словно расплав, продвигаясь к месту своего назначения по разломной зоне, се кущей богатое ЭПГ тело анортозит-пироксенитового состава, захватил изрядное количество обломков разного размера. Мелкие ксенолиты (~30-50 см) – наибо лее часто встречающиеся, часто без корок закаливания, по форме, как правило, изометричные, округлые либо эллипсоидальные, напоминают валуны с шерохо ватой поверхностью. Мелкие ксенолиты угловатой формы здесь редки. Средние (~1-3-5 м) и крупные (~5-10 м) ксенолиты, с корками закаливания (~2-5 см) по поверхности;

корки закаливания не уступают вмещающим породам по прочно сти и разбиты системами трещин, наподобие глинистых корок такыров. Внут реннее пространство таких ксенолитов заполняет довольно рыхлая, слабо сце ментированная породная масса – смесь сильно трещиноватых агрегатов мине ральных зёрен, отдельные зёрна, их обломки и большое количество мелкой ми неральной пыли. Средние и крупные ксенолиты чаще имеют форму обломков плит неправильных очертаний и относительно незначительной толщины.

Образцы для наших исследований были отобраны из обнажений с по верхности НРГ парами «ксенолит – вмещающая порода» с сохранением их про странственных ориентировок. Затем образцы изучали в шлифах и акустополя ризационным методом [Горбацевич, 1995]. Плотность образцов определяли ме тодом Архимеда.

В большинстве случаев образцы ксенолитов и вмещающих пород по плотности различаются несущественно, а значения показателей анизотропии упругих свойств ксенолитов превышают аналогичные показатели вмещающих пород. В ксенолитах (в шлифах) не замечено следов частичной перекристалли зации или плавления.

Парным анализом пространственного положения элементов упругой симметрии «ксенолит – вмещающая порода» установлено (рис.), что в боль шинстве случаев, на двух из трёх одноименных и симметричных направлениях (парах граней) образцов кубической формы наблюдается эффект зеркально симметричного отражения (направления 1 и 2, рис.) в положении проекций элементов упругой симметрии на одноименных гранях.

Рис. Типичная пара «ксенолит – вмещающая порода». В кружках – номера граней (направления прозвучивания) образцов. Скрещенные тонкие линии – проекции элементов упругой симметрии на гранях образцов Положения элементов упругой симметрии ксенолита и вмещающей поро ды совпадают в направлении, нормальном или субнормальном к границе между ксенолитом и вмещающей породой (корке закаливания). Наличие симметрии говорит о динамическом взаимодействии между ксенолитом и вмещающей по родой. Такое взаимодействие может быть обусловлено колебательными эффек тами – акустической эмиссией (АЭ) ксенолита, сопровождающей кристаллиза цию и плавление вещества, причём установлено, что эти процессы на границах раздела сред происходят дискретно [Жекамухов, Шокаров, 2000].

Обсуждение результатов Ксенолит в расплаве мог эволюционировать следующим образом. На по верхности ксенолита (с момента его захвата) сразу начинает нарастать панцирь (корка закаливания). При этом ксенолит продолжает получать тепловую энер гию извне и к его центру устремляется, непрестанно сокращаясь по площади, непрерывная волна (или фронт) разогрева, что сопровождается расширением породообразующих минералов. Вещество ксенолита испытывает высокое все стороннее давление, т.к. панцирь мешает ему релаксировать в окружающую среду. Ядро ксенолита, возможно, становится областью максимального давле ния, из-за чего иные минеральные зерна могут перейти в дисперсное состояние (в пыль). Разогревшись до температуры расплава и остывая вместе с ним, изна чально твёрдый ксенолит превращается в «камеру» с прочной коркой закалива ния и рыхлой «сердцевиной». Известно, что при высоком давлении более рав новесными и устойчивыми оказываются системы с небольшим объёмом и уп лотнённым состоянием вещества [Файф,1967]. Пример тому: разница в степени сохранности вещества мелких и крупных ксенолитов. Уплотнённое состояние вещества, по-видимому, можно отнести к эффектам фиксированной упругой деформации или ФУД [Пономарёв, 2008].

Корка закаливания ксенолита обеспечивает изохорный режим, а от пери ферии к центру ксенолита начинает продвигаться сплошной фронт разогрева (волна кинетической энергии, напряжений и деформаций). Допустим, что опре делённый объём ксенолитного вещества (назовём его «квант саморазрушения породы» или КСП), при нагревании в изохорном режиме до определённой тем пературы неминуемо переходит в дисперсное состояние от избыточного давле ния. Когда объём захваченной фронтом разогрева оболочки достигает размеров КСП, её кристаллическое вещество рассыпается в пыль, превращаясь в слой теплоизолятор, выравнивающий на время температуры ксенолита и расплава. В этой ситуации панцирь разрушается, а дисперсное вещество ксенолита ассими лируется расплавом. Затем всё повторяется вновь: нарастание корки закалива ния, разогрев критического объёма до критической температуры, диспергиро вание квантового объёма и разрушение. Таким образом, ксенолит, разрушаясь послойно и дискретно, всякий раз теряет количество вещества, равное одному КСП. Дисперсные продукты разрушения, по-видимому, должны оставлять след типа ореола рассеяния в ближних окрестностях ксенолита. В конечном итоге может сохраниться центральная часть ксенолита – ядро, размер которого не превышает одного КСП. Возможно, этот сценарий подходит для объяснения хорошей сохранности в НРГ мелких изометричных ксенолитов.

Выводы 1. Рудоносные ксенолиты в изверженных массивах означают присутствие поблизости рудных тел и должны рассматриваться как поисковый признак.

2. Предложенная КСП-версия ассимиляции ксенолитов расплавом захватчиком может быть полезна при экономической оценке месторождений ксе нолитного типа (нужен лишь способ определения количества саморазрушений ксенолита с момента его захвата).


3. Исходные термобарические условия точки захвата ксенолита можно определить по конечному состоянию его ФУД. Величина КСП ксенолита, по видимому, будет обратно пропорциональна величинам параметров его ФУД.

4. Эффект зеркальности в пространственном положении элементов упру гой симметрии в паре «ксенолит – вмещающая порода» может быть обусловлен действием в граничащем с ксенолитом пространстве (кристаллизующейся по роде) акустической эмиссии – упругих колебаний, генерируемых ксенолитом по мере его остывания.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант №-07-05-00100-а.

Литература 1. Горбацевич Ф.Ф. Акустополярископия горных пород. Апатиты, 1995, 204 с.

2. Дубровский М.И., Рундквист Т.В. Петрология раннепротерозойского платиноносного массива Фёдоровых тундр (Кольский полуостров). //Записки российского минералогического общества. 2008. №4, с. 20-23.

3. Жекамухов М.К., Шокаров Х.Б. О механизме возникновения акустической эмиссии при кристаллизации и плавлении вещества. I и II части. //Инженерно-физический журнал.

Минск. 2000, т. 73, №-5, с.с. 1064-1072, 1073-1079.

4. Пономарёв В.С. Латентные – остаточные напряжения в геологической среде // Текто нофизика и актуальные вопросы наук о Земле. Тезисы докладов Всероссийской конферен ции. Т. 1. Издательство ИФЗ РАН. М., 2008, с. 89-90.

5. Файф У.С. Введение в геохимию твёрдого тела. М. : Мир, 1967. 232 с.

МАГМАТИЧЕСКИЙ ПЕРЕНОС ЛЕТУЧИХ КОМПОНЕНТОВ ПРИ ПЛАВЛЕНИИ РАННЕЙ ВОССТАНОВЛЕННОЙ МАНТИИ ЗЕМЛИ А.А. Кадик Институт геохимии и аналитической химии имени В.И. ВернадскогоРАН kadik@geokhi.ru Проблема. Дегазация ранней восстановленной мантии Земли в результате существенного разогрева и плавления глубинного вещества c образованием маг матического океана рассматривается в качестве главной причины переноса лету чих компонентов из недр планеты к ее поверхности и формирования ранней атмо сферы Земли. Предполагается восстановленный характер мантии, который опре деляется химическим равновесием ее силикатного вещества с металлической фа зой Fe и металлическим ядром [Wetherill,1990;

Galimov, 2005;

и другие]. В рамках этих представлений газовый режим ранней Земли связан с особенностями раство рения летучих компонентов в силикатных и металлических расплавах в условиях весьма низких значений летучести кислорода (fO2), – процесс, который во многом остается неясным. К ним относится растворимость соединений углерода, водоро да, азота и кислорода – главных газообразующих компонентов мантии.

Пропорции восстановленных (СН4, Н2, СО) и окисленных (Н2О, СО2) форм соединений водорода и углерода, молекулярного азота и его соединений с водородом (NH3), поступавших в верхние слои Земли при ранней вулканиче ской активности, остаются предметом дискуссии. Выяснение особенностей магматического переноса летучих компонентов планеты в условиях сегрегации металлической фазы Земли и эволюции металлического ядра имеет исключи тельное значение для выяснения источников газовых компонентов углерода, водорода и азота в верхних оболочках ранней Земли и ее первичной атмосферы.

Крупномасштабный магматический перенос летучих компонентов ран ней мантии, который контролируется дегазацией расплавов вблизи поверх ности планеты, по своей физической природе соответствует представлениям Д.С. Коржинского о сквозьмагматическим потоках летучих компонентов в магматических телах [Коржинский, 1993].

Эксперимент. С использованием техники высоких давлений проведены экспериментальные исследования, которые были направлены на выяснение роли процессов плавления ранней мантии Земли, содержащей металлическую фазу же леза, в формировании ее газового режима. Они включали изучение равновесий железосодержащий расплав + жидкая фаза Fe + H + C и железосодержащий рас плав + жидкая фаза Fe + H + C + N при 4 ГПа, 1550-1600 °С и logfO2(IW) от 2 до 5, где logfO2(IW) представляют значения fO2 относительно буферного равнове сия IW. Использование ИК и КР спектроскопии стекол – продуктов закалки рас плавов после опытов, позволило установить формы растворения соединений угле рода, водорода и азота в восстановленных расплавах, равновесных с металличе ской фазой [Кадик, 2005;

2008;

Kadik et al., 2004;

Kadik and Litvin, 2007, 2008] Растворимость углерода и водорода. Экспериментальные исследования растворимости Н и C в магматических расплавах в области устойчивости метал лического Fe вскрыли важную особенность окислительно-восстановительных реакций в силикатных жидкостях, которая не имела достаточного эксперимен тального подтверждения. Показано, что в области стабильности Fe-Si металли ческой фазы при давлениях, соответствующих глубинам 100-150 км плавление приводит к формированию силикатных жидкостей, содержащих Н и С как в окисленной (Н2О, ОН, СО32), так и в восстановленной формах (H2, CH4, SiC, C), а также азота в форме NH3 и частично в молекулярной форме. Соотношения ме жду ними находятся в существенной зависимости от fO2.

При logfO2(IW) около 2 водород присутствует в расплаве, в основном, как ОН группа и Н2О. Некоторое количество водорода растворено в молеку лярной форме.

Углерод растворим в атомарной форме и в незначительных количествах как карбонатный ион СО32, а также как углерод, связанный в расплаве с Si (связь типа Si-C). При этом расплавы характеризуются преимущественным рас творением водорода по сравнению с углеродом.

При более низких значениях logfO2 (IW) около (3-5) в присутствии Fe-Si жидкой фазы с относительно высокой концентрацией кремния (1-8 % мас.) ха рактер растворения Н и С существенно меняется. Растворимость Н в форме ОН уменьшается, в то время как растворимость Н в виде H2 увеличивается. Раство римость С связана с формированием в расплаве связи С-Н, которая соответству ет СН4. С понижением fO2 количество растворенного Н (пересчитанного на воду) уменьшается с 1.6-1.8 % мас. Н2О при logfO2 (IW) = 2.3 до 0.8-1.0 % мас мас.

Н2О при logfO2 (IW) = 5.7. В то же время растворимость углерода увеличива ется с 0.2 % мас. при logfO2 (IW) = 2.3 до ~2 % мас. при logfO2 (IW) = 5.7.

Растворимость азота и водорода. Экспериментальные исследования в, показали, что плавление в присутствии водорода приводит к формированию силикатных жидкостей, которые содержат соединения азота со связью N-H (NH3, NH4+) наряду с некоторым количеством N2. Растворенный водород суще ствует в расплаве также в виде ОН, H2O и H2.

Формирование N-H связей в расплавленном силикатном веществе приводит к существенному увеличению растворимости азота, которая достигает 1-2 % мас.

для logfO2(IW)= (2-3). Таким образом, подтверждаются предположения о возможности более высоких концентраций азота в ранних продуктах плавления Земли по сравнению с содержанием азота в базальтах более поздних геологиче ских эпох при значениях fO2 более высоких, чем fO2 буферного равновесия IW.

В последнем случае растворимость азота в виде молекулы N2 составляет n10 4 % мас. [Libourel et al., 2003;

Miyazaki et al., 2004].

Магматический перенос соединений водорода, углерода и азота в усло виях эволюции окислительно-восстановительного режима мантии Земли.

Установленные свойства восстановленных расплавов позволяют предполагать, что эволюция режима кислорода при формировании металлического ядра Зем ли [Galimov, 2005] сопровождалась принципиальным изменением характера магматического переноса летучих соединений углерода, водорода и азота из недр планеты к ее поверхности [Кадик, 2008].

Раннее плавление мантии в присутствии металлической фазы приводило к образованию восстановленных расплавов, главными летучими соединениями которых являлись CH4 и Н2 с подчиненными количествами окисленных форм водорода (ОН, Н2О), а также азота в форме NH3 и частично N2.

Глобальное повышение химического потенциала кислорода в теле плане ты при эаолюции ее ядра привело к формированию в расплавах окисленных фаз С и Н (Н2О, СО2). С этой стадией эволюции мантии связывается изменение со ставов газов высокотемпературного вулканизма в сторону увеличения в них со держания Н2О и СО2 с подчиненными количествами СН4 и Н2. Растворимость азота в продуктах плавлении мантии резко понижается ввиду преобладания мо лекулярного механизма вхождения в расплав при высоких значениях fO2.

Исследования проведены при финансовой поддержке программ Прези диума РАН № 15, РФФИ 08-05-00377 и ОНЗ РАН № Литература 1. Коржинский Д.С. Основы метасоматоза и метамагматизма. Избр. Тр. Ред.

В.А. Жариков. М. : Наука, 1993. 239 с.

2. Кадик А.А. Дегазация мантии Земли при плавлении и формировании металлического яд ра планеты: результаты экспериментального моделирования. В кн.: Проблемы зарождения био сферы. Ред. Э.М. Галимов. М. : Кн. дом «Либроком», 2008. C. 367-379.

3. Kadik A.A., Pineau F., Litvin Y.A., Jendrzejewski N., Martinez I., Javoy M.. Formation of Carbon and Hydrogen Species in Magmas at Low Oxygen Fugacity during Fluid-Absent Melting of Carbon-bearing Mantle. J. Petrol. 2004. 45 (7). P. 1297-1310.

4. Kadik A.A. & Litvin Yu.A. Magmatic transport of carbon, hydrogen and nitrogen constitu ents from reduced planetary interiors. Lunar and Planetary Science XXXVIII. LPI Contribution.

2007. #№ 1338, 1020.

5. Kadik A.A. and Litvin Yu.A. The role of the hydrogen and oxygen fugacity on the incorpo ration of nitrogen in reduced magmas of the early Earth’s mantle. LPS XXXIX. 2008. 1037.


6. Libourel G., Marty B., Humbert F. Nitrogen solubility in basaltic melt. Part I. Effect of oxy gen fugacity // Geochim. Cosmochim. Acta. 2003. V. 67. P. 4123-4135.

7. Galimov E.M. Redox evolution of the Earth caused by a multi-stage formation of its core // Earth Planet. Sci. Lett. 2005. V. 233. P. 263-276.

8. Miyazaki A., Hiyagon H., Sugiura N., Hirose K. and Takahashi E. Solubilities of nitrogen and noble gases in silicate melts under various oxygen fugacities: Implications for the origin and degassing history of nitrogen and noble gases in the Earth // Geochem. Cosmochem. Acta. 2004. V.

68. P. 387- 9. Wetherill G. W. Formation of the Earth. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1990. 18. 205-256.

КОЛИЧЕСТВЕННОЕ ОПРЕДЕЛЕНИЕ БОРА В БОРНЫХ МИНЕРАЛАХ ДАЛЬНЕГОРСКОГО БОРОСИЛИКАТНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ДЛЯ УТОЧНЕНИЯ СОСТАВА МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИХ РАСТВОРОВ О.А. Карась1, В.А. Пахомова1, Б.Л. Залищак1, Л.Н. Куриленко2, Н.В. Зарубина1, Н.И. Екимова ДВГИ ДВО РАН, Владивосток, okaras@yandex.ru;

ИХ ДВО РАН, Владивосток, laptash@ich.dvo.ru Масштаб современных потребностей в сырье, необходимость создания до рогостоящей инфраструктуры новых месторождений диктует все возрастающую роль в мировой добыче крупных и суперкрупных по запасам месторождений.

Дальнегорское месторождение – главный источник борного сырья в России, единственный объект такого масштаба, разведанный на глубину около 1,5 км.

Традиционно, региональное и локальное прогнозирование месторождений опи рается на знание типовых (эталонных) объектов: геологических обстановок их размещения, связи с определенными петрохимическим типом магматических пород, причин, условий и форм проявления постмагматических процессов, приводящих к образованию орудинения. Несмотря на хорошую общую изучен ность месторождения, остается слабо освещенным и часто дискуссионным во прос об источнике бора, и современные представления о генезисе месторожде ния включают несколько концепций.

Для анализа борных минералов использовался фторидный способ разло жения в сочетании с современными инструментальными методами (ASS, ICP AES). Результаты анализа приведены в таблицах 1 и 2.

Таблица Содержание кремния и бора в боросиликатах (%), атомно-абсорбционный метод, ИХ ДВО РАН, Куриленко Л.Н.

% % Проба Si B SiO2 B2O Датолит (о-238) 17,786 4,864 38,05 15, Датолит (о-246) 17,201 4,939 36,80 15, Аксинит (о-254) 19,454 1,359 41,62 4, Аксинит (о-255) 18,132 1,298 38,79 4, Визуально-оптическое исследование включений в борных минералах Дальнегорского боросиликатного месторождения позволило выделить среди них две группы: минеральные и флюидные. Минеральные включения в акси ните: эпидот, сфен, биотитоподобная слюда, тюрингит, гранат. Гранат пред ставлен гексаэдрическими зональными кристаллами зеленоватого цвета разме ром 40-300 мкм. Эпидот образует таблитчатые кристаллы размером 70-150 мкм.

Агрегаты тюрингита, сфена и биотитоподобной слюды размером 5-60 мкм в аксините обнаружены с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO 1430 с энергодисперсионным спектрометром INCA Energy (ГИН СО РАН).

Распространенные минеральные включения ромбоэдрической формы, обна руженные нами в датолите, соответствуют по химическому составу ортоклазу, анализ выполнен на четырехканальном микроанализаторе JXA 8100.

Кристаллы борных минералов почти всегда содержат флюидные включе ния. Однако исследуемые кристаллы оказались в различной степени трещинова тые, иногда столь значительно, что первичные включения, не затронутые преоб разованиями (разгерметизация, перенаполнение) устанавливаются редко.

Нашими исследованиями установлены физико-химические параметры об разования борных минералов Дальнегорского боросиликатного месторождения.

Самым низкотемпературным борным минералом месторождения является дато лит, температура образования 200-225 °С, в составе солевой системы включений преобладают хлориды калия, так же присутствуют хлориды натрия и магния.

Температура образования данбурита 300-310 °С, в фазовом составе солевой сис темы включений присутствуют хлориды натрия, калия и кальция. Аксинит – наиболее высокотемпературный минерал, его температура образования 409 418°С, солевая система включений состоит из хлоридов кальция, магния, также возможно присутствие бора в солевой системе. Концентрация раствора для уста новленной температуры гомогенизации (по диаграмме З.А. Котельниковой [Ко тельникова, 2001]) составляет 10,1 % эквивалента CaCl2. О сложном составе рас творов и их эволюции можно судить по обнаруженным минеральным включени ям эпидота, граната, тюрингита, биотитоподобной слюды, сфена (в аксините), ортоклаза (в датолите) в кристаллах боросиликатов из открытых полостей.

Таблица Состав боросиликатов ICP AES, AAS (%), ДВГИ ДВО РАН, Зарубина Н.В.

Оксиды в масс. % Датолит Аксинит Аксинит SiO2 38,10 41,90 41, Al2O3 0,83 11,60 12, B2O3 15,10 5,10 4, Fe2O3 (общ.) 0,74 5,30 5, MnO 0,01 7,40 7, MgO 0,70 0,68 0, CaO 37,40 22,30 21, Na2O 3,42 2,95 3, K2O 0,25 0,20 0, Sr 0.0016 0.0019 0. Zr 0.0056 0.007 0. Ag 0.0012 0.00089 0. Zn - 0.059 0. LI 0.00084 0.0016 0. Сумма 96,55 97,43 96, H2O, п.п.п. 5-6% 1-2% 1-2% Нашими исследованиями установлены физико-химические параметры об разования борных минералов Дальнегорского боросиликатного месторождения.

Самым низкотемпературным борным минералом месторождения является дато лит, температура образования 200-225 °С, в составе солевой системы включений преобладают хлориды калия, так же присутствуют хлориды натрия и магния.

Температура образования данбурита 300°–310°С, в фазовом составе солевой сис темы включений присутствуют хлориды натрия, калия и кальция. Аксинит – наи более высокотемпературный минерал, его температура образования 409-418 °С, солевая система включений состоит из хлоридов кальция, магния, также возмож но присутствие бора в солевой системе. Концентрация раствора для установлен ной температуры гомогенизации (по диаграмме З.А. Котельниковой [Котельни кова, 2001]) составляет 10,1% эквивалента CaCl2. О сложном составе растворов и их эволюции можно судить по обнаруженным минеральным включениям эпидо та, граната, тюрингита, биотитоподобной слюды, сфена (в аксините), ортоклаза (в датолите) в кристаллах боросиликатов из открытых полостей.

Методом КР-спектроскопии были исследованы газово-жидкие включения в данбурите, акините, датолите и кварце в ассоциации с датолитом. Использо вался спектрометр U-1000 одноканальный с CCD-детектором, охлаждаемый методом Пельтье, в качестве возбуждающей используется линия 532 нм твер дотельного лазера фирмы Spectraphysics. Газово-жидкие включения исследова лись на наличие в них в газовой фазе CO2, N, CH4, H2S и бора в жидкой фазе.

В кварце был установлен азот в газовой фазе. Содержания CO2, CH4, H2S ниже предела обнаружения. Во включениях датолита, аксинита и данбурита в значи мых количествах не установлены CO2, N, CH4, H2S методом КР-спектроскопии.

Бор также не установлен в жидкой фазе включений борных минералов. При нормальных условиях в некоторых включениях данбурита обнаружены твердые фазы-спутники сферолитовой формы (по данным спектроскопии комбинацион ного рассеяния, принадлежат к тальк-пирофиллиту).

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

а также проектов ДВО РАН № 09-3-В-08-450, № 09-3-Д-08-489, № 09 3-Д-08-490.

Литература.

1. Котельникова З.А. Синтетические и природные флюидные включения как основа мо делирования режима летучих при петрогенезе. Дисс. докт геол-мин. Наук. М., 2001. 273 с.

О СПОРНЫХ РЕШЕНИЯХ НЕКОТОРЫХ ВОПРОСОВ МЕТАСОМАТИЗМА И РУДООБРАЗОВАНИЯ В ТРУДАХ АКАДЕМИКА Д.С. КОРЖИНСКОГО И.Н. Кигай ИГЕМ РАН, Москва, kigai@igem.ru Основываясь на гипотезе опережающей волны кислотных компонентов в фильтрующемся потоке флюидов, Д.С. Коржинский (1958) отрицал многоста дийность гидротермального процесса. Он считал, что в связи с одной фазой магматизма проявляется в типичном случае лишь одна волна кислотности.

В дальнейшем В.А. Жариков (1966) пытался уложить весь разнообразный на бор последовательно возникающих метасоматитов и руд в прокрустово ложе одной волны кислотности. Однако некоторые исследователи рудных месторож дений отмечали многократное возникновение околорудных метасоматитов и сопряжённых с ними рудных парагенезисов [Б.Л. Флёров, 1959;

А.Д. Щеглов, 1963;

И.Н. Кигай, 1963;

Г.Ю. Григорчук, 1965]. Особенно убедительными явля ются такие случаи, когда в связи с одной фазой магматизма последовательно возникают рудно-метасоматические комплексы (РМК) с одинаковым направле нием кислотно-основных взаимодействий, например, грейзены с вольфрамовой (± Sn) минерализацией, а затем турмалиниты с оловянной (±W) минерализацией (на оловянных месторождениях Якутии и Приморья), а на молибденовых ме сторождениях неоднократно повторяется калишпатизация с последующим об разованием метасоматических кварц-молибденитовых жил (Джида, Вост. За байкалье). Иначе говоря, регистрируются повторные «волны» как кислотности, так и щёлочности [Кигай, 1963, 1974]. Детальное изучение возрастных взаимо отношений метасоматитов и руд позволило установить следующую типичную последовательность РМК:

А. Гранитный магматизм: (1) магнезиальные скарны «магматической ста дии» (по Д.С. Коржинский) ± Fe, B;

(2) магнезиальные скарны «постмагматиче ской стадии» и наложенные на них или самостоятельные известковые скарны ± Fe, B, иногда Sn или Cu, Zn, Pb;

(3) калишпатиты + Мо, или редко Sn. (4) альби титы ± U или Be;

(5) грейзены + W (± Sn);

(6) турмалиниты + Sn (± W).

Б. Мантийный магматизм (базитовые дайки): 7) серицитолиты или бере зиты и листвениты + Au или Cu;

8) хлоритовые метасоматиты + Zn, Pb (± Cu).

Установлено наложение минерализации каждого более позднего РМК на один или несколько предыдущих, иногда подчеркиваемое внедрением внутримине рализационных даек – кислых в связи с гранитным и базитовых – в связи с ман тийным магматизмом [Кигай, 1974]. В конкретных рудных полях отдельные РМК могут выпадать, но общая последовательность их всегда неизменна. В 1965 г. в ИГЕМ РАН состоялась открытая публичная дискуссия по докладу И.Н. Кигая, в которой Д.С. Коржинский признал многостадийность, выделяе мую на основе критериев, применяемых докладчиком [см. Дубровский, Кон стантинов, Геология рудных месторождений, № 4, 1965].

Дальнейшие исследования показали несостоятельность самой гипотезы кислотно-фильтрационного эффекта, с которой Д.С. Коржинский связывал от ставание рудоотложения от кислотного выщелачивания (что действительно на блюдается в каждую стадию минерализации). Дело в том, что самые ранние по стмагматические процессы скарнообразования и полевошпатизации с сопря жёнными процессами рудоотложения совершаются исключительно метасома тически, при отсутствии открытых трещин и характерных для них крустифика ционных или параллельно-шестоватых текстур в рудах. Но никаких явлений кислотного выщелачивания и образования кислотных минеральных парагене зисов при этом не наблюдается, хотя роль фильтрации при перемещении флюи дов в этих ранних процессах максимальна. В то же время оказалось, что первые жилы заполнения появляются только в связи с грейзенизацией, когда флюиды поднимаются по открытым трещинам, и фильтрация несущественна [Кигай, 1974]. Более того, детальное изучение баланса вещества при околорудных из менениях привело к парадоксальному выводу о выносе кремнезёма из силикат ных пород при всех процессах кислотного выщелачивания [Кигай, 1966, 1979].

При жидком однофазовом состоянии кислого флюида, мигрирующего в сили катных породах, тыловые зоны метасоматических колонок были бы моноквар цевыми. Всё это неизбежно привело к заключению, что грейзенизация и прочие процессы кислотного выщелачивания совершаются конденсатами газовой фазы гетерогенизированных флюидов. Следовательно, грейзенизация и все после дующие магматогенные гидротермальные процессы, при которых образуются кислотные метасоматиты и сопряжённые с ними рудные парагенезисы, совер шаются в условиях длительного сосуществования жидкой и газовой фаз флюи дов [Кигай, 1979]. А это относится ко всем послескладчатым месторождениям Sn, W, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, As, Sb, Hg. В последующем возможность гетерофаз ного состояния флюида состава NaCl–CO2–H2O во всём диапазоне температур и давлений, характерном для гидротермального процесса, была подтверждена экспериментами М. Герига [Gehrig, 1980] и термодинамическими расчётами Т. Бауэрс и Г. Хелгесона [Bowers, Helgeson, 1983].

Было много попыток найти способы оценки относительной кислотно сти-основности минералов и минеральных парагенезисов. Для этого исполь зовались системы электроотрицательности элементов (Д.С. Коржинский, А.А. Маракушев), условные потенциалы ионизации и подобные им показате ли (В.А. Жариков, А.Д. Ракчеев), экспериментальные исследования системы K2O–(Na2O)–Al2O3–SiO2–H2O (Дж. Хемли, И.П.Иванов и др.). Но первым ме тодом можно было сравнивать лишь кислотности только сходных минералов, например, калишпата и альбита. Разработанные же для минералов более сложного состава системы потенциалов В.А. Жарикова и А.Д. Ракчеева оце нивали, например, ортоклаз как минерал, более кислотный, чем мусковит, что абсурдно. В действительности решению вопроса помогает то важное обстоя тельство, что любые метасоматические колонки – щелочные и кислотные – в полном согласии с теорией дифференциальной подвижности компонентов Д.С. Коржинского (1942, 1953), демонстрируют закономерное уменьшение числа минералов в зонах одной метасоматической колонки от неизменённых пород к флюидопроводнику и всегда заканчиваются мономинеральной тыло вой зоной – калишпатовой, альбитовой, скаполитовой или хлоритовой в ще лочных метасоматитах и мусковитовой, топазовой, турмалиновой или сери цитовой – в колонках кислотных метасоматитов. Хотя позднее, в процессе рудоотложения, происходит отложение кварца в жилах и окварцевание пере численных выше метасоматитов, на месторождении всегда можно найти пер вичные метасоматиты или их реликты и выяснить направление кислотно основных взаимодействий в начале каждой стадии минерализации. Кстати, в связи с изложенным выше, ясно, что полевошпатовые метасоматиты, кото рые Д.С. Коржинским и другими геологами его школы назывались кварц полевошпатовыми и рассматривались как продукты кислотного выщелачива ния, на самом деле являются типичными щелочными метасоматитами (что Д.С. Коржинский признал в одной из дискуссий), потому что формировались однофазовыми надкритическими флюидами при температурах выше 400 С с выносом SiO2 из гранитов. Д.С. Коржинский тыловые мономинеральные (но бескварцевые) зоны колонок кислотных метасоматитов видел, но считал их продуктами отложения при падении кислотности растворов, поскольку они не вписывались в рамки волны кислотности.

Низкотемпературные метасоматиты – хлоритовые (±Zn, Pb) и адуляро вые (+Au, Ag) – номинально соответствуют поздней щелочной стадии Д.С. Коржинского и действительно генерируются щелочными растворами, но щёлочность их не может быть объяснена ни охлаждением или нейтрализаци ей ранее кислых растворов при взаимодействии с породами, ни кислотно фильтрационным эффектом. Вместе с сопряженными рудами они образуются в специфической приповерхностной обстановке (часто в вулканических об ластях), когда рудоконтролирующие трещины в своём прогрессивном разви тии достигают земной поверхности или зеркала грунтовых метеорных вод.

Тогда флюиды гетерогенизируются. При этом кислые газы в верхней части системы, поглощаясь метеорными водами, дают начало кислым сернокис лотным растворам, при воздействии которых на породы возникают припо верхностные аргиллизиты, алуниты и вторичные кварциты, иногда с нало женным эпитермальным Au-Ag оруденением т. наз. “high sulfidation”, т.е. ки слотно-сульфатного типа. В нижних частях систем водные растворы, по мере улетучивания из них кислых газов, ощелачиваются и производят адуляриза цию [Аверьев, 1961], на которую часто накладывается Au-Ag оруденение.

Возникающая в подобной же обстановке хлоритизация с сопряженной Pb-Zn минерализацией нередко завершает многостадийный процесс на касситери то-сульфидных месторождениях. После неё обычно образуются только без рудные кварц-карбонатные жилки.

Наконец, о так называемых трансмагматических растворах (ТР) и мета магматизме. Эта гипотеза возникла у Д.С. Коржинского в связи с необходимо стью объяснить возникновение магнезиальных скарнов т. наз. «магматической стадии» в надгранитоидной зоне ранее начала кристаллизации интрузива.

Предполагалось, что существенно водные флюиды просачиваются из-под гра нитного очага и проходят сквозь гранитный расплав, по пути смещая котекти ческие равновесия в нём в направлении альбитового тренда, и взаимодействуют с доломитами, образуя в них форстерит-диопсид-шпинелевые скарны. При этом возникает отражённая волна щёлочности, которая превращает прилегающую к скарнам часть гранитов в сиениты. Интересно, что подобные скарны с сиенито подобной зоной при отсутствии в ней силикатов Ca и Mg, т.е. эндоскарнов, бы ли получены экспериментально Г. Винклером и В. Иоганнесом [Winkler, Johannes, 1963], в контакте порошков гранита и доломита, смоченных чистой во дой при Р = 1 кбар и температурном градиенте, исключавшем плавление гранита.

Эндоскарны не образовались у них, вероятно, потому, что в растворе не было хлора, без которого кальций не мог диффундировать навстречу кремнезёму. Со мнения в возможности существования водных ТР заключаются в следующем.

Гранитные магмы обычно водой недосыщены: изначально они содержат 2 ± 1 % воды, по оценкам И.Д. Рябчикова (1975), У. Бернэма (Burnham, 1967) и П. Уайли (Wyllie, 1976), при потенциальной растворимости выше 4 %. Поэтому непонятно, как ТР могли пройти через магмы, не насытив их водой. – Разве что сквозили быстро, в виде струй, успевая насытить только узкую зону, которая быстро в дальнейшем рассосалась. Но это довольно рискованное предположе ние, вряд ли согласующееся с длительностью метасоматических процессов.

Правда, через магмы легко проходит СО2, у которой растворимость в силикат ных расплавах на порядок ниже таковой воды. Но даже жидкая СО2, у которой плотность может быть выше, чем у воды, не обладает заметной растворяющей способностью, поскольку, в отличие от воды, не полярна. Но она может поза имствовать немного воды по пути даже из недосыщенной ею гранитной магмы, а также соединиться с поровой водой карбонатных пород. Так что, если ТР и существовали, то они были, вероятно, углекислотными или существенно угле водородными, но изначально совсем не водными.

Великие идут впереди нас, вторгаясь в неизведанное и иногда ошибаясь.

Поэтому надо, при всём уважении к ним, и их гипотезы пропускать через сито логики и фактов.

ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПЛАТИНОМЕТАЛЬНО-МЕДНО НИКЕЛЕВОГО ОРУДЕНЕНИЯ В РИФЕЙСКИХ УЛЬТРАМАФИТ-МАФИТОВЫХ КОМПЛЕКСАХ Е.В. Кислов Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, evg-kislov@ya.ru Основными промышленными источниками Ni и элементов платиновой группы (ЭПГ) остаются архейские коматиитовые тела Камбалды, раннепроте розойский норитовый массив Садбери, раннепротерозойские пикродолерито вые тела Печенги, пермо-триасовые пикродолеритовые массивы Норильск Талнахского района, латеритные коры выветривания. Архейские и раннепроте розойские дунит-гарцбургит-бронзитит-габброноритовые массивы Бушвельд, Стиллуотер, Великая дайка – основные источники малосульфидных руд ЭПГ.

Но в последнее время сульфидное ЭПГ-Cu-Ni и малосульфидное ЭПГ орудене ние обнаружено в ряде рифейских ультрамафит-мафитовых интрузивов, вхо дящих в состав вулкано-плутонических ассоциаций континентальных рифто генных структур, что позволило выделить новую металлогеническую эпоху на ряду с архейской, раннепротерозойской и мезозойской.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 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.