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 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 6 ] --

Архейские сульфидные Cu-Ni месторождения генетически связаны с ко матиитовыми покровами в зеленокаменных поясах Австралии, Африки, Кана ды, Гренландии и Финляндии. Раннепротерозойская металлогеническая эпоха, напротив, характеризуется развитием интрузивного ультрамафит-мафитового магматизма и заметным спадом ультраосновного вулканизма. В это время сформировался комплекс расслоенных интрузивов докембрийских щитов, ра нее относимый к перидотит-пироксенит-норитовой, а сейчас – гарцбургит бронзитит-анортозит-норитовой формации.

На рубеже раннего и позднего протерозоя после лапландской коллизии произошло резкое изменение характера магматизма. Исчезли распространенные в архей-раннепротерозойское время магматические формации: анортозитовая и гранитов рапакиви;

зеленокаменные пояса с широко проявленным коматиито вым вулканизмом сменяются преимущественным развитием офиолитовых се рий. На этом возрастном рубеже происходит смена состава родоначальных магм никеленосных плутоногенных формаций с коматиитового на толеитовый, харак терный для позднепротерозойских (рифейских) никеленосных интрузивов. В ко ординатах «железистость-титанистость» все раннепротерозойские комплексы попадают в поле бонинитов, а рифейские – толеитов. Большинство рифейских никеленосных интрузивов относится к дунит-троктолит-габбровой формации.

Ранее считалось [Горбунов и др., 1984], что столь радикальное изменение состава никеленосных комплексов привело к их низкой продуктивности в отно шении сульфидного оруденения. Но исследования последнего времени свидетель ствуют об обратном. Как оказалось, ряд таких интрузивов несет как сульфидное платинометально-медно-никелевое, так и малосульфидное платинометальное оруденение, например, Йоко-Довыренский массив в Северном Прибайкалье.

Йоко-Довыренский дунит-троктолит-габбровый плутон залегает в рифей ских карбонатно-терригенных отложениях осевой части Сыннырской рифто генной структуры. Сформирован 700 млн лет назад. Пространственная, вещест венная и возрастная близость позволили объединить Йоко-Довыренский массив и базальты Сыннырской рифтогенной структуры в единую вулкано плутоническую ассоциацию. Сульфидное ЭПГ-Cu-Ni (с повышенным содержа нием Co) оруденение массива разведывалось в начале 60-х годов XX в. Наибо лее богатая минерализация сконцентрирована в нижней контактовой зоне, не сущей явные признаки контаминации. Малосульфидное оруденение ЭПГ обна ружено в последние годы и зафиксировано в горизонтах («рифах»), характери зующихся максимальной петрографической и минералогической неоднородно стью, на границах крупных составных частей расслоенной серии.

Возраст, геодинамическое положение, контактовые процессы и металлоге ническая специализация объединяют Йоко-Довыренский массив с другими рас слоенными интрузивными комплексами. Их сравнение приведено в следующей последовательности: название интрузива, возраст;

геодинамическое положение;

типы пород;

признаки контактового взаимодействия;

оруденение;

ссылки.

Сыннырская рифтогенная структура (Олокитский прогиб): Йоко Довыренский – 740 млн лет;

континентальный рифт, плюм, вулканно плутонический комплекс;

дунит, троктолит, габбро;

ксенолиты скарнов, кон таминация;

сульфидное Cu-Ni, малосульфидное ЭПГ. Малоизученные ульт раосновные тела с сульфидным Cu-Ni оруденением и признаками коровой контаминации, самое крупное – Авкитский массив.

Рифтогенная структура Мидконтинент (магматизм Кивинован): Дулут (Миннесота, США) – 1120 млн лет;

континентальный рифт, плюм, вулканно плутонический комплекс;

троктолит, анортозит;

ксенолиты роговиков, контами нация;

сульфидное Cu-Ni, малосульфидное ЭПГ, ильменит-титаномагнетитовое [Налдретт, 2003]. Интрузивы озера Верхнее (Онтарио, Канада): Кристалл лэйк – континентальный рифт;

перидотит, норит, анортозит;

ксенолиты роговиков;

ма лосульфидное ЭПГ [Налдретт, 2003]. Джодье лэйк – 1108 млн лет;

континен тальный рифт;

троктолит, габбро;

малосульфидное ЭПГ [Barrie et al., 2002]. Ту дак лэйк – континентальный рифт;

габбро;

ксенолиты эффузивов и габбро, кон таминация;

малосульфидное ЭПГ [Barrie et al., 2002].

Маскокс (Нунавут, Канада) – 1270 млн лет;

континентальный рифт, плюм, вулканно-плутонический комплекс;

дунит, перидотит, пироксенит, габбро;

кон таминация;

сульфидное Cu-Ni, малосульфидное ЭПГ [Barnes et al., 1997].

Войсис Бэй (Лабрадор, Канада) – 1333 млн лет;

троктолит, анортозит;

ксенолиты гнейсов, контаминация;

сульфидное Cu-Ni [Налдретт, 2003]. Ба зальты, предположительно комагматичные Дулуту (Кивино), Маскоксу (Коп пермайн ривер) и Войсис Бэю (Силл лэйк), несут оруденение самородной меди.

Джинчуан (Ганьсу, Китай) – 825 млн лет;

континентальный рифт, плюм;

перидотит;

скарны, контаминация;

сульфидное Cu-Ni [Li et. al., 2005;

Налд ретт, 2003].

Пояс интрузивов Кабанга-Мусонгати (Западная Танзания – Бурунди) – 1400 млн лет;

континентальный рифт;

перидотит, оливиновое габбро, анортозит, габбронорит;

контаминация;

сульфидное Cu-Ni, малосульфидное ЭПГ, никель латеритное, V-содержащее ильменит-титаномагнетитовое [Maier et al., 2008].

Обращает на себя внимание сходство металлогенической специализации рифейских ультрамафит-мафитовых комплексов в составе континентальных рифтогенных структур. Так, для массивов Йоко-Довыренского, Дулут и Мак сокс, пояса Кабанга-Мусонгати характерны как сульфидные ЭПГ-Cu-Ni руды, так и малосульфидное оруденение ЭПГ. Для интрузивов Войсейс Бей и Джин чуан свойственны только богатые сульфидные ЭПГ-Cu-Ni руды. Это может быть вызвано особенностью кинетики заполнения интрузивной камеры, при ведшей к резкому осаждению всего потенциального оруденения. Другой при чиной может быть недостаточная изученность в случае Войсейс Бей и отсутст вие расслоенной серии из-за эрозии в случае Джинчуан. Для интрузивов оз.

Верхнее характерно только малосульфидное оруденение ЭПГ, что соответству ет их формированию из небольших порций магмы, претерпевшей фракциони рование в промежуточной камере, где и закристаллизовался основной ее объем.

В некоторых случаях в габброидных дифференциатах отмечается ильменит титаномагнетиовое оруденение (Дулут, Кабанга-Мусонгати). Латеритное ору денение характерно для слабо эродированного интрузива Мусонгати, располо женного в экваториальной области.

Анализ геодинамического положения и состава рудоносных рифейских ультрамафит-мафитовых интрузивов позволяет сделать следующие выводы. Их формирование может быть связано с активностью мантийных плюмов в зонах континентального рифтогенеза. Рифт обеспечивал крупным объемам продук тивной магмы достижение верхней части земной коры. Значительный объем магмы, насыщенный сульфидами, позволял сформировать крупное рудное тело.

Развитие мантийных плюмов сопровождалось высокой степенью парциального плавления, так что рудные компоненты не могли оставаться в мантии. В ре зультате этого магма содержала достаточное количество ЭПГ, Ni и Cu для фор мирования оруденения. На ранних стадиях рифтогенеза на периферии плюмов кора прогибалась, осадки заполняли рифт. Исходный расплав в гипабиссальных камерах активно взаимодействовал с породами фундамента, рыхлыми карбо натными и терригенными осадками. Контаминация без существенной валовой ассимиляции обогащала магму водой, щелочами, S, вероятно, также Cl, SiO2 и органическим веществом, что определяет сложный состав магматического флюида, оказывающего значительное воздействие на процессы петро- и рудо генеза. Контактовые процессы в значительной мере определяют локализацию сульфидного Cu-Ni оруденения. Обогащенные хлором флюиды ответствен за экстракцию, перенос и накопление ЭПГ – формирование малосульфидной ми нерализации.

Литература 1. Горбунов Г.И., Генкин А.Д., Дистлер В.В. Геолого-структурные и петрологические условия формирования медно-никелевых месторождений СССР // Металлогения и рудные месторождения. Доклады 27 Международного геологического конгресса. Т. 12. Секция С12.

М., 1984. С. 184-195.

2. Налдретт А.Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и пла тинометальных руд. СПб.: СПбГУ, 2003. 487 с.

3. Barnes S.-J., Zientek M.L., Seversen M.J. Ni, Cu, Au, and platinum-group element contents of sulphides associated with intraplate magmatism: a synthesis // Canadian Journal of Earth Sci ences, 1997, V. 34. № 4. P. 337-351.

4. Barrie, C.T., MacTavish A.D., Walford P.C., Chataway R., Middaugh R. Contact-type and magnetite reef-type Pd-Cu mineralization in ferroan olivine gabbros of the Coldwell complex, On tario // Cabri L.J. (Ed.) Can. Inst. Min. Metall. Petrol. Spec. The geology, geochemistry, mineralogy and mineral benefication of platinum-group elements, 2002, V. 54, P. 321-337.

5. Li X.H., Su L., Chung S.-L. et al. Formation of the Jinchuan ultrmafic intrusion and the world’s third largest Ni-Cu sulfide deposit: associated with the ~825 Ma south China mafic plume // Geochemistry, geophysics, geosystems, 2005, V. 6, № 11, P. 1-16.

6. Maier W.D., Barnes S.-J., Bandyayera D. et al. Early Kibaran rift-related mafic-ultramafic magmatism in western Tanzania and Burundi: petrogenesis and ore potential of the Kapalagulu and Musongati layered intrusions // Lithos, 2008, V. 101, P. 24-53.

О НЕОБЫЧНОМ ТИПЕ ПЛАТИНОИДНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В ДВУЧЛЕННЫХ РАЗРЕЗАХ ЮЖНОГО ОБРАМЛЕНИЯ МОНЧЕПЛУТОНА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) В.В. Кнауф1, Н.С. Гусева1, В.Н. Иванченко ЗАО «НАТИ», Санкт-Петербург, natires@natires.com;

ОАО «Печенгагеология»

В последние годы в зоне сочленения Мончегорского плутона и массива Мончетундра ОАО «Кольская ГМК» проводились поисковые работы на плати ноиды с большим объемом бурения по сети 50х50 м на трех разобщенных уча стках – Вуручуайвенч, Южная Сопча и на южном обрамлении Дунитового бло ка. На всех трех участках были найдены рудные интервалы, имеющие промыш ленное значение, причем только на западном участке месторождения Вуручу айвенч утвержденные запасы платиноидов и золота составляют 70 тонн. Мор фологические особенности рудных зон и характер рудной платиноидной мине рализации не позволяют соотнести их ни с одним из основных известных типов платинометальных руд [Налдретт, 2003, Knauf et al. 2009], поэтому, кроме по исковых целей было важно изучить разрез интрузивных тел для понимания ге незиса руд и определения поисковых признаков оруденения.

Изучение керна поисковых скважин показало, что на всех трех участках разрезы имеют специфические особенности, но всегда включают “сухие” оли вин-пироксеновые (и частично плагиоклазовые) кумуляты, а также плагиокла зовые породы со значительной долей водосодержащих минералов, причем на Южносопчинском участке толща плагиоклаз-роговообманковых пород мощно стью до 100 м непосредственно налегает на толщу оливин-пироксеновх куму лятов. Такое двучленное строение разреза, отличается от типичных разрезов расслоенных мафит-ультрамафитовых комплексов и не может быть объяснено непрерывной кристаллизационной дифференциацией исходной “сухой” магмы.

Участок Южносопчинский расположен в южном обрамлении Мончеплу тона (к Югу от г. Сопча) и на современном эрозионном срезе интрузивное тело имеет размер 7 на 2.5 км. На карте В.В.Шолохнева [В.В. Шолохнев, 2001] это тело названо массивом Южносопчинский;

на карте В.В. Чащина [В.В. Чащин, А.Б. Дуракова, 2000] это же тело интерпретировано как северо-восточный апо физ массива Мончетундра.

В разрезе тела преобладают оливиновые и плагиоклазсодержащие орто пироксениты и плагиоклаз-амфиболовые породы. Ортопироксениты – резуль тат кристаллизации первично сухих магм, полностью либо частично изменены посткристаллизационными процессами. Имеются: ортопироксениты с пани диоморфнозернистой структурой и хорошо сохранившимися оливинами и пи роксенами, содержащие в межзерновом (интеркумулусном) пространстве не значительное количество талька и хлорита;

тальк-хлоритовые породы с релик товой панидиоморфнозернистой (теневой) структурой без признаков расслан цевания пород;

тальк-хлоритовые сланцы, с небольшим количеством актинолита.

Направленность преобразования магматических структур и постоянство хими ческого состава ортопироксенитов (за исключением воды) указывают на по сткристаллизационную термальную переработку ортопироксенитов с превра щением их в тальк-хлоритовые сланцы. Роговая обманка в ортопироксенитах и продуктах их изменения не встречена. Пространственные взаимоотношения между неизмененными ортопироксенитами и тальк-хлоритовыми сланцами ус тановить сложно, но в редких обнажениях наблюдаются фрагменты неизменен ных ортопироксенитов, заключенные в тальк-хлоритовые сланцы.

Плагиоклаз-роговообманковые породы преимущественно крупно среднезернистые гипидиоморфнозернистые или гигантозернистые такситовые, без вещественных либо структурных реликтов первичного пироксена, сложены амфиболом ряда эденит-паргасит и плагиоклазом состава лабрадор-битовнит.

Соотношения между роговой обманкой и плагиоклазом изменяются на неболь ших интервалах, образуя ряд от меланократовых амфиболитов до плагиоклази тов с 20-25% амфибола. По структурным и вещественным признакам кристал лизация роговой обманки шла непосредственно из водосодержащего расплава.

Частичное замещение роговой обманки хлорит-актинолитовым агрегатом сви детельствует о поздних низкотемпературных преобразованиях.

Контакт между ортопироксенитами (разной степени изменения) и плаги оклаз-роговообманковыми породами не имеет постоянной ориентировки отно сительно оси керна, эти разновидности пород не образуют выдержанных пла стов или горизонтов, которые могут быть сопоставлены друг с другом в сосед них скважинах, границы между этими разновидностями пород не носят следов закалки. Перечисленные наблюдения свидетельствуют о сложных пространст венных взаимоотношениях между породами и не могут быть объяснены серией последовательных внедрений отдельных порций магмы разного состава.

Химические составы пород пересчитаны на безводный минеральный состав, нанесены на диаграмму Ol-OPx-CPx-Pl (рис. 1), на которой отчетливо разделились на две группы точек. Первая сконцентрирована вблизи OРx-угла, отражает соста вы оливиновых и плагиоклазовых ортопироксенитов, вторая локализована в об ласти габброноритов – анортозитов. Однако подчеркнем, что в разрезе габброно риты и анортозиты отсутствуют, а присутствуют плагиоклаз-роговообманковые породы, составы которых соответствуют полю габбронорит-анортозитов на диа грамме. На основании изложенных наблюдений возможно реконструировть по следовательность кристаллизации массива. Исходный сухой расплав внедрялся во вмещающие архейские толщи в виде плоского языкообразного тела, имеющего большую площадь соприкосновения с вмещающими породами. Остывание рас плава с частичной кристаллизацией (формированием оливин-пироксеновых куму лятов) в условиях большой площади соприкосновения расплава с вмещающими архейскими толщами приводило к возникновению объемных эффектов и притоку воды из вмещающих пород в остаточный расплав, понижая температуру его кри сталлизации. В ходе остывания и подтока воды происходило термальное измене ние пироксенитов с частичным или полным превращением их в тальк-хлоритовые сланцы, а также незначительное подплавление вмещающих толщ с образованием флюидизированного расплава диоритового ряда и его инъецирование в пироксе ниты в виде маломощных прожилков или “пятен” окварцевания пироксенитов (наблюдается в ряде обнажений). Последующее остывание вело к кристаллизации остаточного водонасыщенного расплава, что в итоге сформировало плагиоклаз роговообманковую часть двучленного разреза.

Рис. 1. Диаграмма составов пород в координатах Ol-OPx-Pl-CPx В этой схеме находит место и формирование рудной минерализации (сульфиды меди и никеля, платиноиды).

Примем во внимание, что рудные зоны имеют сложную форму и варьи рующую мощность (рис. 2), достигающую в отдельных случаях 120 м, что нехарактерно для синкристаллизационных рудных тел (Меренски риф Буш вельда, J-M риф Стиллуотера, рудный пласт Сопчи);

наиболее богатая рудная минерализация пространственно тяготеет к тальк-хлоритовым породам (изме ненным ортопироксенитам);

минеральный состав платинометальных руд в раз резах скважин изменчив и значительно варьирует при относительном постоян стве концентраций платиноидов, что указывает на неравновесность процесса рудоформирования. Перечисленные особенности рудной минерализации явля ются закономерным следствием описанного хода кристаллизации массива, при котором платиноиды могут быть ремобилизованы при водно-термальной пере работке первично сухих оливин-пироксеновых кумулятов, а также кристалли зоваться из остаточного водосодержащего расплава.

Рис. 2. Мощности и положение рудных зон (с бортовым содержанием платиноидов 0.5 г/т) по поисковому профилю Несмотря на ряд различий, принципиально сходный процесс, по нашему мнению, привел к формированию рудных зон массива Вуручуайвенч и южного обрамления Дунитового блока. Возможно, область реализации описанного сцена рия гораздо шире, и с этих позиций поисковый интерес представляют все краевые и апикальные части крупных расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузий.

Литература 1. Налдредт А. Дж. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и плати нометальных руд // СПб. : СПбГУ, 2003, 487 с.

2. В.В. Чащин, А.Б. Дуракова Государственная геологическая карта РФ, листы Q36-III,IV, издание второе, масштаб 1:200 000.ОАО «Центрально-Кольская экспедиция», 2000 (не издана).

3. В.В. Шолохнев Схематизированная геологическая карта района города Мончегорска, масштаб 1:50 000. ОАО «Центрально-Кольская экспедиция», 2001.

4. Knauf V. et al. Unusial platinum group element (PGE) mineralisation in the peripheral parts of Monchegorsk Layered Massif (MLM). Goldshmidt conference abstract, 2009.

ВЛИЯНИЕ ДАВЛЕНИЯ НА ПЛАВЛЕНИЕ В СИСТЕМЕ OL–OPX И ЕГО ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ С.Г. Ковалев ИГ УНЦ РАН, Уфа, e-mail: kovalev@anrb.ru Количественное физико-химическое изучение магматических процессов началось с экспериментальных исследований бинарных и тройных силикатных систем с ограниченным набором компонентов. Интерпретация равновесий с участием природных расплавов проводилась главным образом посредством проекций составов магм на диаграммы состояния упрощенных систем. Усо вершенствованная в последние годы лабораторно-экспериментальная и анали тическая база позволила существенно изменить методику исследований, что вы разилось в «лавинообразном» количестве публикаций, посвященных экспери ментам по плавлению и кристаллизации горных пород при различных Р-Т усло виях и с различным количеством компонентов. Вместе с тем, неоднозначность полученных результатов по содержаниям летучих в процессе магмообразова ния, а также большой разброс оценок по экспериментально полученным темпе ратурам и давлениям, позволяет по-прежнему использовать методы теоретиче ских расчетов на основе эмпирических закономерностей, естественно, сравни вая полученные результаты, как с экспериментальными данными, так и с ре альным геологическим материалом.

Детальные исследования, проведенные в пределах гипербазитовых мас сивов Крака, где на сегодняшний день известно свыше 200 мелких месторож дений и рудопроявлений хромитов [Ковалев, Салихов, 2000] показали, что зна чительная часть рудных объектов приурочена к дунитовым телам, имеющим «жилоподобную» и «дайкообразную» форму. Причем, данная ситуация не яв ляется уникальной, а кракинские объекты – «экзотическими». Аналогичны тела были выявлены во многих ультраосновных массивах [Кравченко, 1972]. Всем им, как правило, присущ ряд общих характеристик, сближающих их с кракин ским объектам. Размеры данных образований варьируют в широких пределах (от первых метров до 1 км и более по простиранию и до нескольких десятков метров по мощности), при этом масштабность оруденения, чаще всего, напря мую связана с размерами тела. Наиболее крупным и типичным объектом, отно сящимся к данному типу, является месторождение им. Менжинского. При изу чении геологии месторождения, особое внимание было уделено структурно текстурным ориентировкам минеральных агрегатов пород, так как они характе ризуют условия их образования и/или преобразования. Ранее Г.Г. Кравченко (1972) изучая ориентированные текстуры перидотитов и дунитов с хромитовым оруденением, выделил три типа взаимоотношении между ними: 1) согласная и субсогласная направленность ориентированных текстур в перидотитах, рудов мещающих дунитах и хромитовых рудах;

2) ориентированные текстуры имеют секущий характер по отношению к псевдослоистости пород дунит гарцбургитового комплекса и залеганию рудных тел;

3) ориентированные тек стуры рудовмещающих дунитов и хромитового оруденения имеют субсоглас ный характер, но занимают секущее положение по отношению к окружающим их гарцбургитам. Нами на хромитовых объектах массивов Крака наблюдались все три типа структурных взаимоотношений между линейно-плоскостными ориентировками минеральных агрегатов, слагающих гарцбургиты, рудовме щающие дуниты и собственно руды. При этом, как правило, для оруденения, приуроченного к жильным дунитам характерен третий тип взаимоотношений между рудами, жильными дунитами и гарцбургитами. Отличительной особен ностью строения этих объектов является взаимно перпендикулярное располо жение ориентированных текстур, что, на наш взгляд, довольно сложно объяс нить с точки зрения как классической магматической теории породо- и рудооб разования, так и с точки зрения переотложения вещества в процессе метамор фо-метасоматического взаимодействия между породами. В данном случае не обходимую информацию можно получить при анализе барических срезов сис темы MgO–SiO2, так как все разнообразие рассматриваемых пород обусловлено взаимоотношениями и количественными соотношениями двух минералов – оливина и ортопироксена.

Как известно из петрофизики, линейно-плоскостные ориентировки от дельных минералов и их агрегатов при воздействии стрессовых нагрузок про странственно будут располагаться перпендикулярно к направлению давления.

При этом согласно-полосчатые и линейно-плоскостные текстуры формируются во всем объеме, который подвержен воздействию давления. Этот процесс реа лизуется на стадии оформления массивов в качестве отдельных структурно вещественных комплексов. По справедливому замечанию Г.Н. Савельевой, способность к пластическим деформациям и течению, которые реализуются пу тем внутризернового (трансляционного) сдвига и межзернового скольжения (либо их комбинациями) сопровождаются образованием зон с высокими диф ференциальными скоростями движений (сколов), синхронных пластическим деформациям [Савельева, 1987]. На микроскопическом уровне они характери зуются разрывом межатомных связей с плоскостным либо объемным разруше нием кристаллического вещества в местах нахождения микродефектов [Мора ховский, 1991]. То есть, в твердопластичном веществе возникают зоны, кото рые, в первом приближении, могут рассматриваться как сдвиговые деформа ции, характерные для упругохрупких систем. Проводя аналогию между ними, необходимо отметить, что сумма фактов, полученных в результате испытаний образцов кристаллических пород в лабораторных установках, свидетельствует о том, что трещинные деформации в упругохрупких системах представляют со бой змейковые комбинации микроплощадок сдвига и отрыва, а происходящие по сдвиговым площадкам подвижки приводят к раскрытию микрополостей вдоль трещин отрыва [Ставрогин, 1969]. В случае твердопластичного состоя ния системы, «микрополостям» должны соответствовать зоны локальной раз грузки давления. Данная ситуация реализуется в ограниченном объеме, за пре делами которого породы находятся в ненарушенном состоянии. В результате действия этого процесса на макроуровне, сдвиговые (сколовые) нарушения об разуют определенные пространственные комбинации с трещинами отрыва (зо нами разгрузки давления). При этом снятие давления в этих зонах, в мантийных условиях «автоматически» должно приводить к плавлению субстрата, согласно существующим представлениям о Р-Т параметрах в мантии. Образование тре щин отрыва (или локальных зон разгрузки давления) возможно как в режиме общего сжатия системы, так и при ее растяжении. При этом направления под вижек или сдвиговые трещины, превращаются в отрывные, и наоборот, ввиду чего зоны разгрузки давления могут возникать как при декомпрессионном «расширении» астенолита, так и в условиях тангенциального сжатия системы.

С этих позиций формирование различных взаимоотношений между линейно плоскостными ориентировками минералов гарцбургитов с одной стороны и жильных дунитов – с другой, охарактеризованных выше, хорошо объясняется характером реализующихся динамических факторов. Восстанавливая направ ление динамического воздействия на субстрат (режим сжатия с направленно стью вектора усилий перпендикулярно плоскостной ориентировке минераль ных агрегатов в перидотитах и образованием зон с высокими дифференциаль ными скоростями движений (сколов), субпараллельных направлению линейно сти), получим то, что дунитовые тела с хромитовым оруденением идеально за нимают положение, которое характерно для жил выполнения при формирова нии трещин отрыва (зон тектонической разгрузки).

Как уже отмечалось выше, в зонах разгрузки давления при заданных ус ловиях должен реализовываться процесс частичного плавления субстрата, оп ределяющей чертой которого является инконгруэнтное плавление ортопирок сена. Графический анализ системы MgO-SiO2 с точкой состава 80 % оливина и 20% ортопироксена, соответствующей природному гарцбургиту показывает, что в процессе моновариантной реакции, 20% ромбического пироксена пре вращаются в 4% кристаллов оливина и 16% расплава. При этом важно отме тить, что в условиях высокого давления и при отсутствии воды, поле расплава форстерита уменьшается относительно поля расплава энстатита, следствием че го является конгруэнтное плавление энстатита при давлении около 5 Кбар и выше, а при давлениях ниже этого предела реализуется его инконгруэнтное плавление. Оценки давлений, определенные для раннего этапа формирования высокотемпературных пластических деформаций в породах массива Средний Крака колеблются в пределах 6-7 Кбар, а величины стрессовых давлений со ставляли 300-400 бар, достигая в локальных зонах 550 бар [Савельева, 1987], что указывает на близость этих значений к «пороговым», при которых ортопи роксен начинает плавиться инконгруэнтно.

В заключение необходимо отметить, что данный процесс должен приво дить к пространственной концентрации жильных дунитов внутри массивов в виде комплекса тел, наследующих систему образующихся «трещин отрыва»

(зон тектонической разгрузки давления). И хотя сложная история формирова ния ультраосновных комплексов, как правило, включающая в себя этапы твер допластической деформации в мантийных условиях и протрузивный характер внедрения может практически полностью затушевать эту систему, в некоторых случаях ее элементы отчетливо читаются при анализе геологического строения отдельных комплексов, как, например, на массивах Крака.

Литература 1. Ковалев С.Г., Салихов Д.Н. Полезные ископаемые Республики Башкортостан (хроми товые руды). Уфа : «Экология». 2000. 207 с.

2. Кравченко Г.Г. Типы ориентировок такситовых текстур хромитовых месторождений геосинклинальных зон // Геология рудных месторождений. 1972. Т. XIV. № 6, С. 79-86.

3. Мораховский В.Н. Сдвиги и сдвиговые деформации в земной коре // Сдвиговые тек тонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых. М. :

Наука, 1991. 214 с.

4. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. Тр. ГИН АН СССР. М. : Наука, вып. 404, 1987. 246 с.

5. Ставрогин А.Н. Исследования предельных состояний и деформаций горных пород.

Изв. АН СССР. Физика Земли, 1969, № 12. С. 3-17.

ИСТОЧНИКИ РУДООБРАЗУЮЩИХ ЭЛЕМЕНТОВ ПО ИЗОТОПНЫМ ДАННЫМ В.В. Козлов, С.К. Смирнова, О.Т. Шамаев ИГГ АН РУз, Ташкент, Республика Узбекистан, e-mail: igg70y@mail.ru Изучались стабильные изотопы кислорода, углерода, серы и свинца на эпи термальном золотосеребряном месторождении Чадак, которое располагается в се веро-восточной части Кураминского хребта (Тянь-Шань, Узбекистан). Месторож дение представлено системой кварц-карбонатных жил (более 150 жил) ССЗ про стирания, которые размещаются в верхнепалеозойских вулканитах. Протяжен ность жил 700-1000 м, мощность – 3-4, реже 6-8 м, в раздувах до 15-20 м, по паде нию они прослеживаются до глубины 800-1000 м, но значимая золотая минера лизация располагается в интервале 200-250 м в верхних частях жил.

Все анализы изотопов выполнены в лаборатории изотопной геохимии ИГН АН Республики Казахстан под руководством Н.Г. Сыромятникова.

Изотопы кислорода кварца и карбонатов. Кварц из разных минераль ных ассоциаций месторождения Чадак отличается колебаниями значений 18О от 1,9 до 12,4 ‰, причем наиболее богатые руды отличаются наиболее высоки ми значениями. Получена оценка температур гомогенизации флюидных вклю чений для всех образцов кварца. По этим данным вычислялся изотопный состав кислорода минералообразующих флюидов. Изотопы кислорода карбонатов из продуктивных золотосеребряных парагенезисов отличаются незначительными колебаниями 18О от 4,1 до 6,0 ‰. Температуры гомогенизации флюидных включений в минералах ранней продуктивной ассоциации колеблются в интер вале 160-380 °С, а в карбонатах 130 ~ 250 °С. При расчетах принималось значе ние 200°С. С учетом этого был вычислен изотопный состав кислорода воды, из которой отлагались эти карбонаты.

Наблюдаемые вариации изотопного состава кислорода карбонатов про дуктивных ассоциаций могли быть обусловлены перепадом температур всего в 36 °С (183-219 °С).

Необходимо отметить, что кварц продуктивных минеральных ассоциаций из участков жил с наиболее высокими содержаниями золота отлагался из флюи дов, обогащенных тяжелым изотопом кислорода (18О от +4,1 до 2,3 ‰). Кварц из участков с бедным содержанием золота отлагался из вод с низким содержанием тяжелого изотопа, в интервале расчетных значений 18О от 0,9 до 8,1‰, В этот же интервал попадают воды, отлагавшие карбонаты продуктивных ассоциаций.

Таким образом, на месторождении Чадак выделяется два этапа флюидов по изотопному составу кислорода. Флюид поздних стадий, обогащенный лег ким изотопом 16О (18О = 8,4 ‰) имеет однозначно метеорное происхожде ние, Флюид, с которым связано рудообразование, обогащен тяжелым изотопом 18О = + 2,8 до +4,5‰, но отличается от вод магматического происхождения (18О от + 5 до + 10‰). По-видимому, в его составе также участвовала вода ме теорного происхождения, и он состоял либо из смеси вод магматического (+ 7 ‰) и метеорного ( 9‰) происхождения, либо целиком из метеорных вод, испытавших частичный изотопный обмен с кислородом изверженных пород в процессе глубинной циркуляции.

Изотопы углерода карбонатов. Большая часть значений 13С карбонатов месторождения Чадак располагается в довольно узком интервале от 4,6 до 2,0‰ независимо от минеральных ассоциаций. Отсутствие значительных ва риаций может быть следствием того, что преобладающей формой нахождения углерода в растворе являлись СО2 и Н2СО3. В этом случае 13С кальцита может быть довольно близким к изотопному отношению углерода в минералообра зующем растворе [Ohmoto, 1986], [Rye, 1993].

Это предположение подтверждается результатами анализа газов флюид ных включений в кварце из разных минеральных ассоциаций, выполненных га зохроматографическим методом (аналитик С.Е. Лебедева). Отношение СО2 / (СН4+СО) колеблется от 9,9 до 91,1 (среднее из 8 определений 29,9). Кро ме того, в составе большинства минеральных ассоциаций месторождения Чадак в том или ином количестве почти постоянно присутствует гематит, указываю щий на повышенную активность кислорода (lgO2= 48… 36 при температуре, соответственно 150-300°С). От величины рН минералообразующих растворов зависит оценка концентраций Н2СО3 и НСО3, также существенно влияющих на фракционирование изотопов углерода между отлагающимся кальцитом и флюидом. Исходя из того, что в околожильных измененных породах широко распространен серицит, тогда как в составе жил, особенно в продуктивной ми неральной ассоциация, обычно присутствует адуляр, а также с учетом приве денных выше данных по устойчивости этих минералов, можно сделать вывод о том, что в процессе минералоотложения условия менялись от слабокислых (pН около 5-6) до близнейтральных слабощелочных (pН около 7). В этом слу чае в растворе преобладает Н2СО3. Если указанные предположения о формах нахождения углерода в минералообразующих растворах верны, то 13Собщ.С = = 13ССО2 = 13СН2СО3 для оценки изотопного состава углерода во флюиде можно применять следующее соотношение: 13ССаСО3 13ССО2 = (8,914/Т3)*108 + + (8,557/Т3)*106 + (8,11/Т3)*103 + 8,27, где Т – температура Воспользовавшись оценками температуры отложения кальцитов получа ем расчетные значения 13СC в растворе (табл. 1). Сопоставляя эти величины со значениями 13С возможных источников углерода (магматический углерод – – 5… –2 ‰, морские известняки – 0… –2‰, органический углерод осадочных по род –25…–10‰, можно допустить, что одним из источников углерода основной массы жильных карбонатов Чадака могли быть морские известняки D-C, зале гающие в фундаменте рудного поля в виде обломков и блок-ксенолитов.

Изотопный состав серы сульфидов. Мы располагаем сравнительно не большим числом определений изотопного состава серы сульфидов золотосереб ряного месторождения Чадак, представляющих разные минеральные ассоциации (табл. 2). Изотопный состав серы сульфидов месторождения Чадак колеблется в узком интервале от +0,79 до +5,8 ‰. Незначительные вариации 34S сульфидов обычно рассматриваются как доказательства ювенильного источника серы.

Таблица Изотопный состав углерода кальцита и во флюиде месторождения Чадак 13С кальцита, ‰ 13СС (расчетн.) в растворе, ‰ T°С -2,8 183 -3, -3,0 184 -3, -3,2 185 -3, -2,6 199 -2, -3,7 200 -3, -3,9 210 -3, -2,9 215 -2, -3,4 228 -2, -1,4 252 -0, -3,3 242 -2, -0,1 200 +0, +0,5 239 +1, -0,7 169 -1, -4,2 157 -5, +3,8 152 +2, -3,1 320 -0, -4,6 118 -7, -3,7 118 -6, Таблица Изотопный состав серы сульфидов месторождения Чадак 34S ‰ (ТКД) Минерал Минеральный парагенезис Пирит +4,50 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Галенит +1,97 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Сфалерит +4,42 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Галенит +2,63 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Халькопирит +4,80 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Сфалерит +4,14 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Галенит +2,83 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Пирит +1,22 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Халькопирит +2,33 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Галенит +0,79 Магнетит + сфалерит + халькопирит + галенит Пирит +5,80 Электрум + сульфосоли + пирит Пирит +4,90 Пирит + гематит В то же время В.И. Виноградов и др. [Виноградов В.И., Бадалов С.Т. и др., 1969] обосновывают с использованием изотопных данных предположение о том, что источником серы сульфидных месторождений Карамазара являлись толщи ангидрита среди карбонатных пород D3-C1. Так как в районе Чадака имеются признаки залегающей на глубине аналогичной карбонатной толщи, возникает необходимость рассмотреть эту возможность. В случае полного раство рения и замещения ангидритового пласта, суммарный состав серы выделившегося H2S должен быть равен +20,3 ‰, т.е. изотопному составу исходного ангидрита.

Прямым следствием этого влияния должно быть последовательное возрастание величины 34S от ранних генераций сульфидов к поздним. Доказательства этого отсутствуют. Таким образом, для серы сульфидов месторождения Чадак, как и для других месторождений региона, наиболее вероятен эндогенный источник.

Изотопы свинца. Изотопный состав рудного свинца из электрума и га ленита Чадака (табл. 3) достаточно однородный, что, по-видимому, отражает его гомогенность в магматических расплавах и гидротермальных флюидах.

Средний модельный возраст (по одностадийной модели) по свинцу 383±9 млн лет, что соответствует нижнему-среднему девону (табл. 4).

Таким образом, одним из источников углерода жильных карбонатов Ча дака могли быть морские известняки D3-C1, залегающие в виде блок ксенолитов в фундаменте рудного поля. Для серы сульфидов наиболее вероятен эндогенный источник. Источником свинца (возможно, и золота) были ороген ные зоны (области смешения мантийного и корового материала).

Таблица Изотопный состав свинца в самородном золоте и электруме Чадака Модельные 206 207 Минеральный Месторожден Pb Pb Pb Минерал параметры 204 204 парагенезис ие Pb Pb Pb t WK Золото Золото- Чадак, 17,997 15,554 38,006 363 9,31 37,5 4, самородное аргентитовый Ц. Пирмираб Золото- Чадак, Электрум 18,009 15,584 38,100 389 9,36 38,1 4, ялпаитовый Ю. Пирмираб Таблица Изотопный состав и модельные параметры свинца месторождения Чадак Модельные Изотопные отношения свинца параметры № обр. Минерал 206 207 208 206 Pb Pb Pb Pb Pb t W K 204 204 204 207 Pb Pb Pb Pb Pb 11850-1 Галенит 17,994 15,591 38,114 1,1541 2,1187 408 9,38 38,3 4, 11847-1 Галенит 18,005 15,584 38,135 1,1554 2,1181 394 9,36 38,3 4, 11846-1 Галенит 17,957 15,535 37,954 1,1559 2,1135 368 9,27 37,3 4, 13572 Галенит 17,940 15,519 37,970 1,1561 2,1165 361 9,24 37,2 4, Среднее 17,974 15,557 38,043 1,1554 2,1167 383 9,31 37,8 4, Примечание: Измерения изотопных отношений выполнены в лаборатории изотопной геохимии под руководством Н.Г.Сыромятникова (ИГН РКаз) с помощью масс-спектрометра МИ-1320.

Ошибка определения не более 0,1-0,2%. Результаты корректировались по изотопным стандартам «Галенит-70» и SRM-981. Модельные параметры: t – возраст, млн лет;

– 238U/204Pb;

W – Th/204Pb источника свинца определяли с помощью одностадийной модели изотопной эволю ции, откалиброванной по рудному свинцу месторождения Жайрем (360 млн лет).

Литература 1. Ohmoto H. (1986). Stable isotope geochemistry of ore deposits // In: Mineralogy, v. 16, pp. 491- 2. Rye R.O. (1993). The evolution of magmatic fluids in the epithermal environment: the stable isotope perspective // Economic Geology. V. 88, pp. 733-753.

3. Виноградов В.И., Бадалов С.Т. и др. (1969). О возможной роли осадочных сульфатов в эндогенном рудообразовании Карамазара // Геология рудных месторождений, № 1.

ЭКЛОГИТИЗАЦИЯ БАЗИТОВ В ЗОНАХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДЕФОРМАЦИЙ В.М. Козловский ИГЕМ РАН, Москва, bazil@igem.ru Линейные зоны тектонических деформаций (или зоны смятия), являются характерными элементами древних метаморфических комплексов. Они благо приятны для внедрения магматических расплавов и концентрации потока флюида, который может быть активным агентом тепло- и массопереноса и ка тализатором химических реакций. В последнее время, в связи с геодинамиче скими реконструкциями, проявился интерес к эклогитовым парагенезисам, ло кализованным в зонах смятия [Austrheim, 1990;

Травин, Козлова, 2005;

Русин, 2007;

Козловский, Аранович, 2008].

Одним из хороших примеров эклогитизации базитов в зонах смятия может служить Красногубское дайковое поле в Беломорском подвижном поясе, обнару женное и изученное нами в 2005-2007. В его строении преобладают две группы интрузивных тел: 1 малые интрузии габбро-норитов (2.44-2.36 млрд лет);

2 бо лее молодые дайки Fe-Ti габбро.

Интрузии габбро-норитов имеют изометричную форму: 20-50 х 100-200 м.

Однородное строение интрузий осложнено линейными зонами тектонических деформаций мощностью 10-40 см и протяженностью 3-4 м, по которым наблю дается рассланцевание и бластомилонитизация габбро-норитов. Между неизме ненными габбро-норитами и бластомилонитовым агрегатом обычно выделяется переходная зона (10-40 см), в которой первично массивные гипидиоморфнозер нистые габбро-нориты приобретают полосчатость, параллельную простиранию зоны деформаций и тестуры пластического течения.

Внутри зоны деформаций и в экзоконтактовом ореоле габбро-нориты преобразованы в эклогитоподобные породы, состоящие из Cpx(Jd=0.11-0.16), Opx(XMg=0.69), Grt(Prp=0.34-0.36), Pl(An=0.32-0.33). В этих породах кварц не обнаружен. Новообразованный агрегат эклогитовых минералов возникает в межзерновом пространстве между кристаллами магматических Cpx, Opx и Pl и вдоль микротрещин. Вблизи зоны рассланцевания в габбро-норитах увеличива ется количество новообразованного эклогитового минерального агрегата. Маг матические минералы остаются только в реликтах. В осевой части зоны дефор маций реликты исчезают, а основной объём зон рассланцевания сложен весьма мелкозернистым и однородным гранобластовым агрегатом эклогитовых мине ралов. В этом агрегате полностью стерты все текстурные особенности первич ных интрузивных габбро-норитов, а все новообразованные минералы, включая гранат – ксеноморфны. Вдали от зон деформаций габбро-нориты сохранили свежий облик, состав и строение интрузивных горных пород.

Микроструктурные особенности агрегата эклогитовых минералов в зонах деформаций позволяют рассматривать эти образования как породы динамоме таморфизма: бластокатаклазиты – на периферии зон деформаций, где ново образованный эглогитовый парагенезис только зарождается в виде микропро жилков, и бластомилониты – в центральной части зон рассланцевания, где структура протолита не сохранилась.

Термобарометрия эклогитовых ассоциаций проводилась методом TWQ.

Учитывая, что в породах, не содержащих первичного кварца, пироп омфацитовый парагенезис устойчив при меньшем давлении, чем в кварцсодер жащих, оценку Р–Т параметров мы проводили с учетом активности SiO2 [Ара нович, Козловский, 2009]. Для эклогитовой ассоциации в зоне деформаций по лучены оценки Р=10.3-10.4 кбар, Т=640-700 °С, aSiO2=0.50-0.70.

Дайки Fe-Ti габбро мощностью от 0,5 до 6 м, внедрялись строго по зонам рассланцевания в габбро-норитах. Простирание даек такое же, как и простира ние зон рассланцевания в габбро-норитах. Нигде не наблюдается пересечение дайками зон рассланцевания и наоборот. В гнейсах вблизи контактов с дайками Fe-Тi габбро происходит изменение направления гнейсовидности, которая ста новится параллельной контактам даек.

В зонах рассланцевания габбро-норитов и во вмещающих гнейсах дайки Fe-Тi габбро могут формировать весьма тонкие (до 10-15 мм) извилистые апо физы. Форма апофиз нигде не нарушена структурами будинаж и строго кон формна изгибам гнейсовидности или плоскостных текстур в зонах рассланце вания габбро-норитов. То есть внедрение Fe-Тi габбро проходило практически одновременно с формированием зон рассланцевания в габбро-норитах и склад чатых структур в гнейсах.

Дайки Fe-Тi габбро полностью превращены в эклогитовые породы:

Omph(Jd=0.28-0.29), Grt(Prp=0.20-0.22), Pl(An=0.24-0.32). При хорошей со хранности магматических структур, в эклогитизированных Fe-Ti габбро магма тические минералы не сохранились. В равновесных срастаниях с Prp и Omph отсутствует кварц. Эта особенность указывать на то, что эклогитовая мине ральная ассоциация формировалась в системе, недосыщенной кремнеземом [Аранович, Козловский, 2009]. Кварц появляется только в постэклогитовых симплектитовых Cpx-Pl-Qtz структурах.

Оценки Р–Т отражают возможный диапазон этих величин при формирова нии эклогитовых пород по дайкам Fe-Ti габбро. Он составляет Р=9.5-10.4 кбар, Т=700±40 °С. Активность SiO2 в этом интервале Р и Т остается весьма низкой, aSiO2=0.32-0.33. Для апоэклогитовых симплектитовых структур по Fe-Ti габбро получены оценки Р=7.9-8.2 кбар, Т=630-660 °С. Учитывая наличие Qtz в этих структурах, величина aSiO2=1.

Среди постэклогитовых ассоциаций можно выделить две стадии амфибо лизации, связанные с субширотными зонами тектонического меланжа. Ранние амфиболиты-1 сформировались при Р-Т параметрах (около 650-670 °С и кбар), близких к параметрам образования эклогитовых парагенезисов. Для поздних амфиболитов-2 получены оценки Т=580 °С, Р=8.1 кбар. Они сущест венно ниже пиковых значений Р и Т, полученных по эклогитовым породам и сопоставимы с Р-Т параметрами формирования симплектитовых структур в них. Для обоих разновидностей амфиболитов aSiO2=1.00. По вмещающим гра нат-биотитовым гнейсам получены Т=660 °С, Р=10.8 кбар, aSiO2=1.00. Оценки Р и Т для гнейсов сопоставимы с Р-Т параметрами формирования эклогитовых парагенезисов.

Эклогитизация базитов может быть схематично описана минальными ре акциями 1-3, иллюстрирующими образование безкварцевых Gr-Omph-Pl пород:

3СaAl2Si2O8 + 3Ca(Fe,Mg)Si2O6 = 2Ca3Al2Si3O12 + (Fe,Mg)3Al2Si3O12 + SiO2(aq) An в (Pl) + Cpx = Grs в (Grt) + Alm, Prp в (Grt) + кремнезем в растворе 3CaAl2Si2O8 + 6MgSiO3 = 2Mg3Al2Si3O12 + Ca3Al2Si3O12 + 3SiO2(aq) (2) An в (Pl) + En в (Opx) = Prp в (Grt) + Grs в (Grt) + кремнезем в растворе NaAlSi3O8 = NaAlSi2O6 + SiO2(aq) (3) Ab в (Pl) = Jd в (Cpx) + кремнезем в растворе Установленные особенности эклогитовых и эклогитоподобных пород указывают на ведущую роль тектонических деформаций и флюидов при обра зовании эклогитовых парагенезисов. Роль флюидов в процессе эклогитизации не ограничивается простым каталитическим воздействием. Флюид выступает и как среда тепло- и массообмена. Проведённые расчёты показали, что экло гитовые породы сформировались в условиях низкой активности SiO (aSiO2=0.32-0.33 в эклогитизированных Fe-Ti габбро и aSiO2=0.50-0.70 в габбро норитах). Такая низкая активность кремнезема могла быть достигнута двумя способами: 1) изохимический – флюид был первично равновесен с основными породами, ненасыщенными SiO2, 2) неизохимический – высокая раствори мость кремнезема во флюиде относительно других породообразующих окси дов в областях высокого давления способствует выносу его из зон эклогитиза ции. Первый способ может объяснить эклогитизацию только сильно недосы щенных SiO2 пород – оливинсодержащих габбро-норитов. В этом случае весь кремнезём, выделяющийся в ходе реакцй (1)-(3) неизбежно будет расходо ваться на насыщение SiO2-недосыщенных минералов – оливина и шпинели.

Но в безоливиновых породах, насыщенных SiO2, к которым относятся кварц нормативные Fe-Ti габбро, эклогитизация по реакции (1) должна привести к формированию большого количества кварца, равновесного с омфацитом и пи роповым гранатом. Но именно этот парагенезис как раз и не содержит кварца.

Следовательно эклогитизация Fe-Ti габбро могла проходить только в услови ях растворения и выноса кремнезёма потоком флюидов, то есть неизохимиче ским путём. Это подтверждается серией химических анализов эклогитизиро ванных и неэклогитизированных габбро-норитов.

Снижение давления до Р=7-8 кбар приводит к неустойчивости эклогитовой минеральной ассоциации и формированию кварц-насыщенных симплектитовых декомпрессионных структур. Активность SiO2 на этой стадии возрастает до 1.00.

Для рассматриваемых эклогитовых пород получены относительно невы сокие оценки давления, которые ниже границы настоящей эклогитовой фации ( 12 кбар). Эти данные иллюстрируют хорошо известный факт о том, что ус тойчивость омфацитовых клинопироксенов в недосыщенных кремнеземом по родах (aSiO2=0.32-0.70) на 3-5 кбар ниже, чем в кварцсодержащих. Р-Т парамет ры формирования эклогитовых пород (Т=700-740°С;

Р=9.5-10.5 кбар) близки к Р-Т параметрам вмещающей гнейсовой толщи (Т=660 °С и Р=10.8 кбар). То есть апобазитовые эклогитовые породы и вмещающие их гнейсы изофациальны и сформировались в условиях высокобарической амфиболитовой фации.

Вариации Р-Т-aSiO2 параметров в пределах дайкового поля показывают, что эклогитовые парагенезисы, образованные в зонах тектонических деформа ций являются более высокотемпературными и низкобарическими по отноше нию к вмещающим гнейсам. То есть формирование зон рассланцевания сопро вождалось декомпрессией на 0.4-1.3 кбара и разогревом на 80°С.

Поэтому мы предлагаем рассматривать локальные проявления эклогити зации не как традиционные метаморфические образования, составляющие за кономерную часть зональности метаморфизма погружения, а как синдеформа ционные высокотемпературные метасоматиты.

Литература 1. Аранович Л.Я., Козловский В.М. Роль подвижности кремнезема при формировании “зарождающихся” эклогитов // Геохимия. 2009. № 2. С. 210-215.

2. Козловский В.М., Аранович Л.Я. Геолого-структурные условия эклогитизации палео протерозойских базитовых даек восточной части Беломорского подвижного пояса // Геотек тоника. 2008. № 4. С. 70-84.

3. Русин А.И. Высокобарический метаморфизм Урала // Геодинамика, магматизм, мета морфизм и рудообразование. Сборник научных трудов под ред. Н.П.Юшкина, В.Н.Сазонова.

Екатеринбург, Ин-т. Геологии и геохимии им. Заварицкого, 2007, 421-460.

4. Травин В.В., Козлова Н.Е. Локальные сдвиговые деформации как причина эклогити зации (на примере структур гридинской зоны меланжа, Беломорский подвижный пояс // Докл. РАН. 2005. Т. 405. № 3. С. 376-380.

5. Austrheim H. The granulite-eclogite facies transition: A comparison of experimental work and a natural occurrence in the Bergen Arcs, Western Norway // Lithos. 1990. V. 25. P. 163-169.

ТЕРМОДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ПОВЕДЕНИЯ РЗЭ В ПОСТМАГМАТИЧЕСКОМ ПРОЦЕССЕ Г.Р. Колонин, Г.П. Широносова ИГМ СО РАН, Новосибирск, kolonin@igm.nsc.ru Современные аналитические методы резко расширили потенциальные воз можности привлечения редкоземельных элементов в качестве геохимических ин дикаторов процессов породо- и рудообразования. Вместе с тем опорные литера турные данные о физико-химических закономерностях поведения РЗЭ в условиях высоких температур и давлений весьма ограничены. Цель настоящего доклада – показать результаты термодинамического моделирования возможного состава твердых фаз и флюида в процессе геохимической эволюции системы, включаю щей РЗЭ-содержащий флюорит и монацит. Подобные минеральные парагенезисы известны для таких месторождений, как Баянобо (Китай), Карасуг (Тува) и др.


Появление в литературе внутренне согласованных термодинамических дан ных как для растворенных форм лантанидов в широком интервале Т и Р [Haas et al., 1994, Shock et al., 1997], а также термохимических констант для твердых фосфатов РЗЭ [Ushakov et al., 2001;

Thiriet et al., 2005;

Popa, Konings, 2006] позволило по дойти к задаче разработки количественных моделей геохимического массопере носа РЗЭ в высокотемпературных модельных системах. В частности, удалось сформировать достаточно полную термодинамическую базу для компьютерного моделирования минеральных равновесий в 20-компонентной системе из 14 ланта нидов в качестве микрокомпонентов и десяти потенциалопределяющих макро компонентов (H2, O2, CO2, Cl, F, Na, K). Принципиальным подготовительным мо ментом к решению поставленной задачи стала разработка термодинамических моделей твердых растворов РЗЭ-флюорита и монацита, для чего был использован подход, предложенный в свое время Ю.В. Шваровым [1]. Само компьютерное мо делирование проводилось с помощью программы «HCh» [1]. Другие методиче ские особенности предлагаемого подхода были изложены в свое время в работе [2].

Основные публикации авторов по обсуждаемой проблеме представлены в списке литературы. В частности, в статье [3] были охарактеризованы результа ты термодинамического моделирования особенностей выщелачивания ланта нидов из модельного РЗЭ-флюорита при температурах от 100 до 500 °С. Полу ченный РЗЭ-спектр (рис. 1, вверху) совершенно аналогичен широко известному симметричному распределению РЗЭ во многих природных флюоритах и поро дах онгонитового типа с Eu-минимумом посредине. Его хорошо дополняет нижний рисунок с сопряженным Eu-максимумом.

Рис. 2 дополнительно иллюстрирует особенности нашего подхода, на глядно демонстрируя динамику процесса растворения индивидуальных компо нентов РЗЭ-флюорита в зависимости от количества кислого (слева) или щелоч ного (справа) хлоридно-карбонатного раствора, который реагирует с исходной навеской. Абсциссой на нем формально является такой достаточно известный параметр, как отношение «вода / порода» (более корректно – флюид / флюорит).

-log X (mole fraction) 12 14 CaF2 LaF3 NdF3 EuF3 GdF3 HoF3 YbF3 LuF -log m (i), mol/kg H2O 10 Ca La Nd Eu Gd Ho Yb Lu Рис. 1. Соотношение количеств РЗЭ-фторидов во флюорите в рамках рассматриваемой модели идеального твердого раствора (вверху), а также лантанидная составляющая равновесных с ним растворов (внизу) СаF2 ;

СаСО СаF 2 RF 3,г-моль RF 3,г-моль 0,5 0, 1,2E-04 0,4 1,2E-04 0, 0,3 0, LaF 8,0E-05 CeF 8,0E- NdF 0,2 0, EuF YF 0,1 0, CaF 4,0E-05 4,0E-05 CaCO 0 0,0E+00 -0,1 0,0E+00 -0, 0, 0, 0, 0, H2O,кг 0, 0, H2O,кг 0, 0, Рис. 2. Термодинамическая модель ступенчатого характера изменения состава РЗЭ-флюорита при 400°С (1 кб) в зависимости от количества прореагировавшего с твердой фазой флюида исходного состава 3 m NaCl + 1,0 m H2CO3 + 0,01 m HCl (слева) или 0,1 m KOH (справа);

твердая фаза представляет РЗЭ-флюорит – идеальный твердый раствор на основе матрицы СаF2 (0,5 г-моль) с добавленными в нее в качестве микропримесей по 10-4 г-моль каждого из пяти указанных в легенде фторидов РЗЭ и Y Левая часть рисунка освещает действие на модельный флюорит слабоки слого флюида с рН=5-4, который теоретически, т.е. в случае равновесия, может экстрагировать весь содержащийся во флюорите европий уже в 100 г раствора.

Для равновесного же выщелачивания остальных его компонентов потребуется порядка 100 кг водного раствора!

Правая часть рисунка характеризует тот же процесс растворения РЗЭ флюорита, но не в кислом, а в щелочном растворе состава (с рН=7). Принци пиально она мало отличается от левой, включая также аномально быстрый переход в щелочной раствор всего исходного Eu. Исключение составляет по бочный процесса образования кальцита, который фактически полностью за мещает исходный флюорит.

В другой нашей публикации [4] была представлена термодинамическая мо дель динамики растворения еще одного важного редкоземельного минерала – мо нацита. Рис. 3 освещает различия в двух картинах изменения равновесных кон центраций семи его основных лантанидов и Y в ходе охлаждения и постепенного разбавления первоначально весьма концентрированных хлоридно-карбонатных высокотемпературных флюидов, слева – щелочного, справа – кислого. Из них следуют принципиально важные выводы как о существенных различиях в транс портных способностях и этих флюидов в целом, и об индивидуальной подвижно сти различных РЗЭ.

P -log m (i), -log m (i), a б La pH m ol/kg H O mol/kg H2O Ce Pr 4 8 Nd Sm 5 7 Eu Gd 6 6 pHneutrality Y pH pH 7 pH neut P 8 4 La Ce 9 3 Pr pH Nd 10 2 Sm pH Eu 11 Gd Y 12 pH 500 400 300 200 100 T,°C pHneut.

13 - 2000 1000 500 250 125 P,bar 500 400 300 200 100 T,°C 4 3,5 3 2,5 2 NaCl 2000 1000 500 250 125 P,bar 1,5 1,25 1 0,75 0,5 H2CO 4 3,5 3 2,5 2 NaCl 0,1 0,075 0,05 0,025 0 HCl 1,5 1,25 1 0,75 0,5 H2CO Рис. 3. Картина выщелачивания РЗЭ из монацита в щелочной флюид с исходной концентрацией KOH = 0.1 m (a) и в кислый флюид (б) в ходе охлаждения и декомпрессии системы c постепенным разбавлением его исходных компонентов (см. сопряженную ось абсцисс) Рисунок 4 характеризует динамику растворения фосфатных миналов РЗЭ из монацита в кислом флюиде (рН 3) при температуре 500°С в формате взаимодей ствия «вода/порода». Следующие из него основные выводы: 1) порядок уменьше ния растворимости: La Pr Ce = Gd Nd Sm = Y;

2) различия в растворимостях высоко- и низкорастворимых фосфатов РЗЭ достигает двух порядков, что может быть вполне достаточно для эффективного проявления процессов их селективного гидротермального фракционирования в процессах рудообразования и петрогенеза;

3) на фоне других РЗЭ Eu проявляет свою аномальность как сверхподвижный элемент;

она приводит как к появлению его отрицательных аномалий при углуб лении процессов гидротермального взаимодействия типа «вода-порода», с одной стороны, так и к возможности его положительных аномалий в поздних генерациях минералов или фациях пород, а также в экзоконтактах рудных тел.

X LaPO4 X CePO4 X PrPO4 (Ln & Y)PO4, X NdPO4 X SmPO4 X EuPO4 г-моль X GdPO4 Monazite Xenotime 0,3 0, Monazite 0,.

0, X (LaCePrNdSmEuGd)PO 0, 0, 0, 0, 0, 0, 0, Xenotim e 0, 0, 0 0,0001 0,001 0,01 0,1 1 10 100 1000 H2O,kg Рис. 4. Динамика изменения общего количества монацита и ксенотима в г-молях (правая шкала) и соотношение индивидуальных фосфатов РЗЭ в монаците в мольных долях – Х (левая шкала) в зависимости от количества прореагировавшего флюида (в пересчете на H2O как чистый растворитель) Исходный состав системы: твердая фаза – по 104 г-моля каждого из 7-ми РЗЭ-фосфатов и YPO4;

флюид – NaCl 4,0 m + H2CO3 1,5 m + HCl 0,1 m;

500 °C, 2000 бар.

Литература 1. Шваров Ю.В. Алгоритмизация численного равновесного моделирования динамических геохимических процессов // Геохимия, 1999, № 6, с. 646-652.

2. Kolonin G.R., Shironosova G.P. Thermodynamic Model for REE Complexation in the Course of Interaction between REE-Fluorite and Hydrothermal Fluid // Geochemistry International, 2002.

Vol. 40, Suppl. 1, p. S103-S112.

3. Колонин Г.Р., Широносова Г.П. Распределение РЗЭ между флюоритом и рудообразую щим флюидом по результатам термодинамического моделирования. ДАН, 2007, т. 414, № 4, с. 535- 4. Колонин Г.Р., Широносова Г.П. Термодинамическая модель выщелачивания РЗЭ из мо нацита гидротермальными флюидами // Доклады рАН. 2008, т. 423, № 3, с. 375-378.

5. Колонин Г.Р. Физико-химические особенности европия как возможного индикатора ус ловий минералообразования. Доклады РАН, 2006. Т. 404, № 4, с. 508-511.

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ В ТЕРМОБАРОГРАДИЕНТНЫХ УСЛОВИЯХ А.Б. Кольцов СПбГУ, Санкт-Петербург, koltsov@mk14460.spb.edu Продукты минералообразования из гидротермальных растворов – гидро термалиты – представляют собой своеобразный самостоятельный тип горных пород. Отложение минералов из этих растворов происходит в результате их пересыщения определенными компонентами. Причинами пересыщения могут являться изменение температуры, давления, гетерогенизация с разделением фаз, окисление, смешение растворов. Наиболее распространенной морфологи ческой разновидностью гидротермалитов являются жилы – следы миграции растворов по трещинам. Сходные явления происходят при фильтрации рас творов по проницаемым пористым пластам пород, в которых минералы отла гаются в виде цемента.

Способ образования гидротермалитов определяет эффективность исполь зования численного моделирования для выявления термодинамических усло вий образования жил, их эволюции и закономерностей формирования их соста ва. Оно позволяет, варьируя граничные условия и входные параметры модели, не только исследовать их влияние на состав жил, но и выявить механизмы, оп ределяющие появление или отсутствие в жилах того или иного минерала.

Среди перечисленных выше причин пересыщения растворов изменение температуры и давления являются универсальными, а другие причины прояв ляются в зависимости от наличия благоприятных геологических условий. На пути движения потока растворов может происходить как понижение, так и по вышение температуры и давления [Кольцов, 2006]. Соответственно, соотноше ние градиентов Т/Р может варьировать в широких пределах.

При построении моделей гидротермального минералообразования приня ты два допущения: 1) исходный раствор находился в равновесии с породой ис точника;

2) при движении по флюидопроводнику раствор не взаимодействует с вмещающими породами, точнее, влияние этих пород на его состав пренебрежимо мало. Расчеты проведены с применением программного комплекса HCh [Шваров, 1999]. В качестве исходных для расчетов приняли средние составы гранита по Р. Дэли и базальта по С. Нокольдсу и раствор 0.7 m NaCl + 0.3 m KCl с добав ками CO2 и H2S.


В рамках исследованной модели воспроизведены разнообразные типы гидротермальных жил, содержащих кварц, кальцит, мусковит, биотит, хлорит, полевые шпаты, пирит и другие минералы. Конкретные минеральные парагене зисы в этих жилах зависят в первую очередь от градиентов температуры и дав ления вдоль потока растворов, также от температуры и глубины источника.

В основе этой зависимости лежит изменение констант диссоциации кислот и комплексов породообразующих элементов по мере изменения температуры и давления. В исследованной хлоридной системе важную роль регулятора ки слотности играет диссоциация HCl, влияние диссоциации H2CO3 проявлено в более сильном пересыщении растворов, богатых СО2, минералами двухвалент ных оснований в условиях декомпрессии и нагревания.

Сопряженная динамика диссоциации комплексных соединений при ох лаждении растворов определяет отложение в кварцевых жилах глиноземистых бесщелочных и бедных щелочами минералов, а при наличии достаточного ко личества H2S – также пирита. По набору и соотношению минералов получен ные модельные жилы охлаждения соответствуют жилам грейзенов, березитов, аргиллизитов, вторичных кварцитов. Различные соотношения кварца и пирита в жилах связано главным образом с условиями генерации растворов в источнике:

высокие температуры и малые глубины способствуют образованию колчедан ных жил, что согласуется с геологической позицией вторичных кварцитов кол чеданного типа в апикальных частях и кровле порфировых гранитных массивов гипабиссальной и субвулканической фаций. Получены также монокварцевые жилы, образование которых связано с эволюцией растворов в область ненасы щенного состояния относительно всех силикатов при охлаждении. В целом при ведущей роли охлаждения в эволюции растворов повышение температуры ис точника способствует смещению состава растворов в кислотную область и об разованию бесщелочных алюмосиликатов и монокварцевых жил, а увеличение глубинности источника – уменьшению кислотности растворов и образованию кварц-мусковитовых жил.

В условиях декомпрессии ведущую роль играют процессы ассоциации ки слот и комплексообразования ионов двухвалентных оснований, которые прояв ляются с разной интенсивностью в зависимости от Р-Т параметров жилообразо вания и источника. В результате образуются кварцевые жилы с полевыми шпа тами, кальцитом, хлоритом, биотитом, эпидотом, актинолитом, магнетитом. Они сопоставимы с жилами, сопряженными с формациями кварц-полевошпатовых метасоматитов, гумбеитов, пропилитов. В условиях декомпрессии растворов по вышение температуры и уменьшение глубинности источника приводят к смеще нию жильных парагенезисов в сторону полевошпатовых составов, понижение температуры и увеличение глубинности – к развитию кальцита и темноцветных минералов, причем в составе последних возрастает содержание железа.

При нагревании растворов те же процессы ассоциации ионов, что и при декомпрессии, сочетаются иначе и приводят к образованию минералов Ca и в меньшей степени Mg (кальцит, волластонит, диопсид, Са-гранаты). Полученные парагенезисы достаточно определенно соотносятся с такими образованиями, как осевые зоны в скарноидах (Са-базификатах), а также кальцитовый гидротер мальный цемент в хлорит-карбонатных метасоматитах. Эти метасоматиты ха рактеризуются отсутствием кварца или резорбцией его реликтовых зерен, мало железистыми составами минералов, проявлением Ca, Mg-базификации пород.

Проведенные расчеты выявляют также роль состава источника и степени его окисления в формировании состава жил. Эта роль проявляется в преимуще ственном образовании тех минералов из числа возможных в конкретном про цессе, которые насыщали исходный раствор, т.е. входили в равновесный пара генезис породы. Так, растворы, связанные с базитовым источником, отлагают при охлаждении сначала плагиоклаз и лишь затем мусковит, а при декомпрес сии – амфиболы. Растворы из окисленного источника могут отлагать магнетит, эпидот, андрадит, а из восстановленного – хлорит, актинолит, гроссуляр. Таким образом, эти особенности источника модифицируют жильное мнералообразо вание, но не меняют принципиально его характер.

Модельные эксперименты, проведенные при разных градиентах Т/Р, показывают, что жильные парагенезисы, характерные для процессов охлажде ния, формируются в широком диапазоне этих градиентов выше 500/кбар, что от ражает значительно более сильную зависимость констант диссоциации кислот и оснований от температуры, чем от давления. Отсюда следует, что как нормаль ная континентальная геотерма, так и геотермы зон активного вулканизма цели ком располагаются в области процессов, развивающихся по типу охлаждения.

Примером подобных обстановок являются геотермальные поля Камчатки. Здесь по данным бурения зафиксированы термические градиенты 30-1000/км при фо новом градиенте 150/км [Кирюхин, Сугробов, 1987]. Повышение градиента отно сительно фонового произошло вследствие внедрения интрузива в водонасыщен ные верхние горизонты коры при участии холодных метеорных вод в образова нии конвективных потоков. Следовательно, гидротермальные парагенезисы, принадлежащие к типу охлаждения, должны формироваться в постмагматиче ских гидротермальных системах в контрастном тепловом поле над высокотемпе ратурным источником.

Развитие жил по декомпрессионному типу возможно лишь в случае весь ма низких значений градиента – менее 500/кбар. Понижение термического гра диента относительно фонового получено при решении задачи теплопереноса в зоне разлома [Пэк и др.,1987]. В этой модели источником растворов являлись вмещающие породы, отсутствовали локальный источник тепла и приток холод ных вод. Здесь термический градиент вдоль потока растворов снижался тем сильнее, чем выше проницаемость зоны разлома. Таким образом, формирова ние жил по декомпрессионному типу может указывать на условия равномерно го прогрева боковых пород при высокой проницаемости флюидопроводящих разрывных структур.

Литература 1. Кирюхин А.В., Сугробов В.М. Модели теплопереноса в гидротермальных системах Камчатки. М. : Наука, 1987. 152 с.

2. Кольцов А.Б. Метасоматическое взаимодействие раствор – порода в условиях пере менных температур и давлений // Геохимия. 2006. № 7. С. 712-721.

3. Пэк А.А., Мальковский В.И., Арсеньев П.Л., Топор Д.Н. О распределении температу ры в вертикальном разломе при восходящем движении гидротермальных растворов // Геол.

рудных месторождений. 1987. № 6. С. 93-96.

4. Шваров Ю.В. Алгоритмизация численного равновесного моделирования динамиче ских геохимических процессов // Геохимия. 1999. № 6. С. 646-652.

ПЕТРОЛОГИЯ «ЗАМОРОЖЕННЫХ ЖИЛ» В ЭКЛОГИТАХ БЕЛОМОРСКОЙ ПРОВИНЦИИ НА КОЛЬСКОМ ПОЛУОСТРОВЕ А.Н. Конилов, А.А. Щипанский Геологический институт РАН, г. Москва;

konilov@iem.ac.ru;

shchipansky@mail.ru В последние годы (2003-2008 гг.) нами в северной части Беломорского мобильного пояса были установлены эклогиты [Щипанский, Конилов и др.

2005;

Konilov, 2008]. В настоящее время исследованы четыре эклогитовых тела, распределенных среди тоналит-трондьемит-гранодиоритовых (ТТГ) комплек сов пояса. Два тела расположены вдоль федеральной трассы Мурманск – Санкт Петербург вблизи проливов Узкая и Широкая Салма озера Имандра. Другие два тела расположены к западу от федеральной трассы в придорожной выемке (Уполакша) и большом эксплуатируемом карьере вдоль шоссе на Ковдор (Ку ру-Ваара). По месту их первой находки эклогиты северной части Беломорской провинции предложено называть эклогитами Салмы.

Макроскопически эклогиты представляют собой массивные меланократо вые породы, в которой выделяются порфиробласты граната в мелкозернистом матриксе светло-зеленого цвета. Эклогиты в различной степени подвержены амфиболизации от тонких келифитовых кайм вокруг граната до полностью за мещенных амфиболом линейных зон или пятен. В шлифах обнаруживается ха рактерная для эклогитов симплектитовая Cpx-Pl (±Opx) структура матрикса, псевдоморфно замещающая омфацит (до 32 мол.% Jd). Минеральный парагене зис эклогитов Салмы представлен ассоциацией гранат + клинопироксен + рого вая обманка + рутил ± плагиоклаз ± кианит ± кварц. Между гранатом и кварцем наблюдаются короны сложенные клинопироксеном и плагиоклазом, иногда с ор топироксеном. Развитие симплектитов и коронарных структур характеризует рет роградный этап эволюции эклогитов Салмы при декомпрессии. Пиковые условия метаморфизма в эклогитах оценены приблизительно 730C и 14 кбар. P-T оцен ки ретроградной стадии эволюции составили 9-12 кбар при температурах 600-750C. Это подразумевает, что подъём к поверхности тел эклогитов Салмы происходил в условиях близких к изотермическим.

В ядрах граната и клинопироксена были найдены включения хлорита, цоизита, раннего амфибола, в редких случаях альбита и фенгита. Удивительно, также были установлены включения таких минералов как актинолит, пумпел лиит, сапонит и диаспор, которые стабильны в низкотемпературных условиях.

Однако имеются признаки их реликтовой природы. Это дает нам основание предполагать, что на прогрессивной стадии эклогиты формировались в соот ветствии с механизмом субдукции.

Среди наиболее сохранившихся от последующих ретроградных изменений высокобарических мафических пород визуально выделяются три различные по минеральному составу и текстурно-структурным характеристикам породные раз новидности: 1) симплектитовые эклогиты, в которых крайне редко невооружен ным взглядом удается распознать реликтовые участки с ярко зеленым омфацитом;

2) ржавые, очень плотные обогащенные гранатом железистые эклогитовые по роды;

3) метапироксениты (пиклогиты), которые в геохимическом отношении соответствуют толеитам, Fe-Ti габбро и пикритам соответственно. В результате комплексных геохронологических исследований (SHRIMP II, LAM-MC-ICPMS и ID TIMS по цирконам, рутилам и гранатам) был установлен архейский возраст эк логитизации этих пород [Минц, Конилов и др., 2009;

O’Reilly, Griffin et al., 2008].

С эклогитами пространственно связаны жилы кианит-гранат-биотитовых плагиогранитоидов мощностью от первых сантиметров до ~ 50-60 см. Эти жи лы нигде не выходят за пределы эклогитового тела и характеризуются необыч ными соотношениями с вмещающими их эклогитами. С одной стороны, ясно видно, что они являются секущими по отношению к вмещающим симплектито вым эклогитам, а с другой стороны, на простирании жил отчетливо наблюдает ся, что они не имеют огранивающих контактов, как бы растворяясь в теле экло гитов. Эти соотношения предопределили их отнесение к типу «замороженных кислых расплавов», эксгумированных вместе с эклогитовым телом.

Геохимические характеристики некоторых “замороженных жил” соответ ствуют адакитам (табл. 1, образец SB-805/=S204/28), т.е. плагиопорфировым лавам островных дуг, происхождение которых объясняется частичным плавле нием гранат-содержащего, но безплагиоклазового мафического протолита (эк логита);

концентрации основных, редких и редкоземельных элементов полно стью идентичны таковым в ТТГ гнейсах беломорской серии (рис. 1, 2) и соот ветствуют средним составам ТТГ и адакитов Мира (рис. 2). Sm-Nd изотопная система данной “замороженной жилы” показывает, что первичный расплав был ювенильным с TDM = 3,05 млрд лет. Полученные результаты позволяют пред полагать, что эклогиты могли быть источником расплавов ТТГ типа, продукты их частичного плавления перемещались в верхние уровни и формировали ТТГ комплекс Беломорской провинции. Химические составы других «заморо женных жил» в большей или меньшей степени отличаются от состава адакита (табл. 1, образец S198/115).

Рис. 1. Соотношения главных элементов (А – TiO2 vs SiO2, Б – MgO vs SiO2, масс. %) в породной ассоциации эклогитов, амфиболитов по ним и «замороженных жил» адакитов из тел Узкой и Широкой Салмы в сравнении с ТТГ гнейсами и амфиболитами беломорской серии Рис. 2. Распределения редких земель (А) и малых элементов (Б) в «замороженной жиле» в эклогитовом теле Узкой Салмы в сравнении с составами ТТГ гнейсов беломорской серии в его обрамлении.

Показаны также средний состав позднеархейских ТТГ и средний состав адакита по [Condie, 2005] Таблица Химические составы «замороженных жил»

Образец SB-805 S198/115 Образец SB-805 S198/115 Образец SB-805 S198/ SiO2 67,97 V 71 62 Dy 2,0 0, 68, TiO2 0,49 0,40 Cr 51 29 Ho 0,3 0, Al2O3 15,63 Co 28 12 Er 0,7 0, 15, Fe2O3* 4,29 3,36 Ni 48 43 Tm 0,1 0, MnO 0,05 0,04 Rb 40 52 Yb 0,7 0, MgO 1,84 2,13 Sr 452 Lu 0,1 0, CaO 4,78 5,59 Ba 536 344 Zr 227 Na2O 2,93 2,85 Y 4,6 Hf 5,1 4, 8, K2 O 0,67 1,38 La 25,4 4,8 Ta 0,5 0, P2O5 0,11 0,05 Ce 50,5 8,0 Nb 6,7 5, Ba+Ce 0,05 0,03 Pr 5,5 0,8 Th 4,1 0, Sr 0,04 0,04 Nd 20,2 2,9 U 1,1 0, Zr 0,02 0,02 Sm 3,6 0,8 Sr/Y 47 п.п.п 0,72 0,60 Eu 1,3 0,7 La/Yb Сумма 100,15 100,11 Gd 3,3 0,8 La/Sm 7 Tb 0,5 0,1 Sm/Yb Примечания: Места отбора образцов: SB-805 – Узкая Салма (=S204/28), S198/115 – Широкая Салма. Главные элементы и оксиды – масс.% (по данным RFA), редкие и редкоземельные элементы – ppm (по данным ICPMS). *Все железо в виде Fe2O3. Концентрации характеристи ческих элементов или их отношения соответствующие определению адакитов выделены жирным шрифтом, несоответствующие – выделены курсивом.

В шлифах из адакитовой жилы наблюдаются реакционные коронарные структуры (рис. 3А), на границе кианита с кварцем и гранатом формируется плагиоклаз в соответствии с минальной реакцией Grs+2Ky+Qtz3An, которая, очевидно, сопровождалась привносом натрия. Поскольку по данным микроана лизов минералы гетерогенны по составу, то для расчета P-T-параметров форми рования метаморфической минеральной ассоциации жилы были использованы только составы граната и биотита, включенных в коронарный плагиоклаз, пример представлен на рисунке 3Б. Соотношения равновесных составов фаз (+Ky, +Qtz) представлены на рисунке 4: ассоциация 1 – без биотита, 2 и 3 – включают био тит. По Bt-Grt геотермометру (при заданном давлении 10 кбар) и Grt-Pl-Ky-Qtz георбарометру (при заданной температуре 700C) для парагенезиса 2 получено Т=718C и 13,5 кбар. Эта оценка совпадает с условиями формирования эклогитов.

Для парагенезисов 1 и 3 получено 640C и ~11 кбар. Это свидетельствует о про должительном формировании коронарной структуры в адакитах при деком прессии совместно с вмещающим элогитовым комплексом.

Рис. 3. Изображения в отраженных электронах участков шлифов из «замороженной жилы» в эклогитовом теле Узкой Салмы, иллюстрирующая ее минеральный состав и структуру породообразующей ассоциации.

(A) Корона плагиоклаза на границе кианита с кварцем и гранатом. Точки с номерами указывают места проведения микрозондовых анализов, образец S204/28b, (Б) включения биотита и граната в коронарном плагиоклазе, образец S204/28a. Длина масштабных линеек 1 мм Из «замороженной жилы» в эклогитовом теле Узкой Салмы были выде лены мелкие (~50 микрон) округлые цирконы, типичные для цирконов кри сталлизовавшихся в высокобарических условиях. Цирконы были датированы U-Pb-Th методом на SHRIMP II и LAM-ICPMS, комбинированным с получени ем изотопных Lu-Hf характеристик в точках датирования [Щипанский, Конилов и др. 2005;

Минц, Конилов и др., 2009 и цитированная там литература]. Оба метода показали идеальную сходимость результатов: верхнее конкордантное пересечение 2861±31 млн лет (SHRIMP II) и 2862±11 млн лет (LAM-ICPMS, средневзвешенное значение по 20 конкордантым точкам). В этой же пробе вы делена популяция более молодых цирконов с возрастом 2769±19 млн лет (LAM-ICPMS, n=6) и по данным SHRIMP II 2778±23 млн лет (верхнее пересе чение дискордии). По данным определений изотопных Lu-Hf отношений в точ ках локального датирования цирконов их модельный возраст составляет ~3.04 млрд лет и показывает ювенильное происхождение. Совпадение оценок модельного Nd возраста этой породы и модельного Hf возраста цирконов по зволяют утверждать, что наиболее древняя популяция цирконов формировалась одновременно с расплавом и отражает возраст частичного плавления протолита в водонасыщенных условиях.

Рис. 4. Соотношения составов минералов в ассоциациях Grt-Pl (+Ky, +Qtz) (1), образец S204/28b, и Grt-Bt-Pl (+Ky, +Qtz) (2, 3), образец S204/28a, в «замороженной жиле» в эклогитовом теле Узкой Салмы Литература 1. Минц М.В. и др. Мезо-неоархейская Беломорская эклогитовая провинция: интерпретация геохронологических данных // Материалы IV Росс. конф. «Изотопные системы и время геологи ческих процессов». Cанкт-Петербург, 2-4 июня 2009 г. Т. II. С. 25-28.

2. Щипанский А.А., Конилов А.Н., Минц М.В. и др. Геодинамика формирования ранней континентальной коры в свете открытия архейских эклогитов в Беломорском подвижном поясе, Кольский полуостров // Матер. XXXVIII совещания «Тектоника земной коры и мантии». Т. 2.

М. : ГЕОС, 2005. С. 389-392.

3. Condie K.C. TTGs and adakites: are they both slab melts? // Lithos. 2005. V. 80. P. 33.44.

4. Konilov A. Prograde history of the Archean Salma eclogites and piclogites (Belomorian eclogite province) // Abstr. 33d IGC, Oslo, 2008, MPN-02.

5. O’Reilly S.Y., Griffin W.L., Pearson N.J., Jackson S.E., Belousova E.A., Alard O., Saeed A.

Taking the pulse of the Earth: linking crustal and mantle events // Australian Journal of Earth Sciences.

2008. V. 55. P. 983-995.

ЧАРНОКИТИЗАЦИЯ И СОПРЯЖЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ БАЗИФИКАЦИИ В ВЫСОКОБАРИЧЕСКИХ ГРАНУЛИТАХ ЛАПЛАНДСКОГО ПОЯСА (БЕЛОЕ МОРЕ, РАЙОН ПОРЬЕЙ ГУБЫ) С.П. Кориковский, Л.Я. Аранович ИГЕМ РАН, Москва, korik@igem.ru, lyaranov@igem.ru Более 50 лет прошло со времени появления концептуальной статьи Д.С.

Коржинского (1952) о гранитизации как магматическом замещении под влияни ем потоков глубинных флюидов. Эта модель объясняет неизохимический харак тер гранитизации, односторонний привнос щелочей и вынос оснований прони кающими извне кремне-щелочными рассолами, которые метасоматически още лачивают и дебазифицируют метаморфические породы, теряющих бльшую часть Mg, Fe и Са еще до начала их частичного плавления [Кориковский, Ходо ревская, 2006]. Только при гранитизации возможно превращение основных по род в теневые мигматиты и скиалиты, с образованием комплементарных бази фикатных жил при локальном переотложении выносимых оснований, благодаря чему in situ происходит суммарная лейкократизация основных пород, с финаль ным замещением меланократовых толщ гнейсогранитными куполами. Все это необъяснимо в рамках классической модели анатексиса (ультраметаморфизма) в закрытой системе, подразумевающей лишь изохимическое плав-ление пород с ростом Т°, с простым расслоением их на лейкосому и меланосому.

В качестве примера гранитизации в условиях гранулитовой фации, в све кофеннском Лапландском гранулитовом поясе была изучена чарнокитизация Opx-Cpx±Grt-Hbl±Bt-Pl кристаллосланцев и бесполевошпатовых горнбленди тов, и прослежено их превращение в лейкократовые Opx-Hbl±Grt-Kfs-Pl-Qtz те невые мигматиты или тела чарнокит-эндербито-гнейсов.

Основные кристаллосланцы имеют м/з гранобластовую структуру.

Клинопироксены часто содержат ядра с тончайшими ламеллями Орх (признак распада раннего пижонит-ав-гита), и тонкие внешние авгитовые каймы, содер жащие на 1-1.5 мас. % больше СаО, чем в ядре. В ортопироксенах также при сутствуют ламелли Срх в центре зерен. Гранаты имеют Alm-Prp-Grs состав, с величиной XFe от 85 до 60 %, с мелкими включениями Px, Hbl и Bt. У большин ства гранатов гомогенная средняя часть, и довольно слабо выраженная ретроград ная внешняя оторочка со снижением XMg к краям. Роговые обманки буро-зеленые, с 2.3-3.1 мас.% TiO2. Биотиты красно-бурые, содержат 5.3-6.4 мас. % TiO2. Плаги оклаз - андезин (30-42 % An). Кварц присутствует редко и в небольшом количе стве. Горнблендиты со среднежелезистой роговой обманкой (XFe 0.50-0.52) и Opx, не содержат ни Pl, ни Qtz.



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 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.