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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 7 ] --

Геотермобарометрия всех метабазитов методом TWQ [Aranovich, Berman, 1996] показала, что пиковые параметры гранулитового метаморфизма отвечали значениям Т ~ 800-810 °С и Р 9.5-10 кбар. Они хорошо фиксируются лишь для ассоциаций с участием Grtcore +Opx, тогда как для Grt-Cpx ассоциаций (даже с использованием ламеллевых апопижонит-авгитовых ядер Срх и центральных частей Grt), а также для Grt+Hbl Ti-rich, и для включений Cpx и Hbl ядрах Grt, температурные оценки колебались в интервале 680-780 °С. Это связано с час тичной перекристаллизацией пиковых минералов на ретроградной стадии (рас пад твердых растворов Pig-Aug и Pig, ретроградная зональность в Grt, и т.д.), но без образования новых ретроградных фаз, с сохранением в Bt и Hbl высокого «гранулитового» содержания Ti.

Чарнокитизация проявлена вдоль линейных зон (от 0.5-1.0 до не скольких десятков метров шириной), проницаемых для флюидов, и выража ется в интенсивной метасоматической дебазификации и ощелачивании кри сталлосланцев с одновременным нарастанием степени их частичного плавле ния. В осевой части таких зон возникают лейкократовые теневые Opx Hbl±Bt±Grt-Kfs-Pl-Qtz мигматиты или жилы такого же состава, а на перифе рии – фиксируются метасоматические изменения кристаллосланцев с прив носом Na, K и Si и выносом Mg, Fe и Са. Появляются межгранулярные ново образования андезин-олигоклаза, кварца и калишпата, антипертитовые вро стки Kfs в Pl, темноцветные минералы разъедаются Fsp-Qtz агрегатом (мик родебазификация). В бесполевошпатовых горнблендитах крупные кристаллы Hbl с краев замещаются прожилковидными выделениями Kfs-Anz-Opx и Anz-Kfs-Grt состава. При метасоматизации мелкозернистая структура кри сталлосланцев укрупняется, размеры кристаллов Pl, Opx, Cpx, Hbl и Bt уве личиваются в 2-4 раза, Grt приобретает ростовые контуры, а железистость всех темноцветных минералов повышается на 5-15 %. В итоге дебазифицирован ные кристаллосланцы постепенно трансформируются в чарнокитоидные теневые мигматиты или анатектоидные жилы с микроскиалитами Opx-Hbl-Сpx-Bt соста ва в светлом Pl-Kfs-Qtz матриксе. Сравнение валовых составов кристаллос ланцев с чарнокитоидами показало, что чарнокитизация кристаллосланцев сопровождается выносом из них 338-395 ат. кол. Mg+Fe+Ca, увеличением содержания Na+K на 92-165, а Si – на 110-158 ат. кол., и сильным возраста нием общей железистости (XFe – от 0.54-0.60 до 0.79-0.82). Для возникающих анатектических чарно-эндербитоидов трудно определить, превратились ли они в полноценный расплав, или остались полурасплавленной мигмой. Тер мобарометрия методом TWQ фиксирует для новообразованных чарно эндербитов параметры ~ 800 °С и 9-10 кбар.

Многие чарнокитоидные жилы в контакте с кристаллосланцами окружены крупнозернистыми меланократовыми оторочками Grt-Opx-Hbl±Bt±Pl±Qtz состава, шириной от 1-2 см до 1-2 м. Часто они обогащены буро-зеленой рого вой обманкой, превращаясь в почти черные Grt- и Рх-содержащие амфиболиты.

Внутри амфиболов видны реликты Opx и Срх;

но, несмотря на частичное за мещение пироксенов, их сохранившиеся зерна перекристаллизовываются, укрупняются и формируют новые равновесные отношения с новообразован ной роговой обманкой. Grt не замещается, а наоборот – укрупняется до пор фиробластов размером 1-2 см. Hbl и Bt из меланократовых оторочек обога щены Ti, как и в кристаллосланцах, так что набор минералов в тех и других практически идентичен. Термобарометрия данных пород методом TWQ, с упором на Grt-Opx ассоциации, дает T max 780-800 °С и Р 9.5-10 кб, подтверждая их формирование на пике метаморфизма одновременно с чарнокитизацией.

Меланократовые оторочки вокруг новообразованных чарнокитоидов – продукт немедленного переотложения выносимых при чарнокитообразовании Mg, Fe и Са, т.е. они являются базификатами. Увеличение количества Hbl и Bt них по сравнению с кристаллосланцами вызвано не падением Т°, а снижением концентрации Na и К в чарнокитизирующих рассолах, за счет чего в базифи катных ассоциациях вместо Px+Fsp кристаллизуются Hbl и Bt.

Сравнение состава базификатных оторочек вокруг чарнокитоидов с со ставами окружающих кристаллосланцев, за счет которых они возникли, показа ло, что базификаты всегда более меланократовые, чем сами кристаллосланцы:

суммы Mg+Fe+Ca соответственно 495-615 и 490-510 ат. кол., степень окисления железа в них выше (отношение Fe3+/Fe2+ – 0.21-0.35 против 0.14-0.24), а содер жание щелочей (Na+K), вследствие преобладания в базификатах темноцветных минералов над полевыми шпатами, ниже, чем в кристаллосланцах - соответст венно 74-101 и 99-141 ат. кол.

Базификатные оторочки и осаждение Mg, Fe и Cа непосредственно вокруг чарнокитоидных жил говорит о быстрой нейтрализации чарнокитообразующих рассолов. Отсутствие меланократовых оторочек означает, что снижение щелоч ности и нейтрализация флюидов происходит на значительном удалении от зон чарнокитизации, и выносимые Mg, Fe и Са либо рассеиваются, либо концен трированно отлагаются в виде самостоятельных жил.

Подобные автономные Grt-Opx-Cpx-Hbl±Pl±Qtz базификатные жилы, состав которых меняется от гранатитов до метасоматических Grt-Hbl пироксе нитов, постоянно обнаруживаются в гранулитах Лапландского пояса, нередко на большом отдалении от зон чарнокитизации [Ходоревская, Кориковский, 2007]. Относительные содержания минералов в базификатных жилах и внутри каждой из них меняются широко, но их парагенезисы идентичны таковым в ос новных гранулитах. Термобарометрия одной из Grt-Cpx±Opx-Hbl-Pl-Rt жил, с U-Pb возрастом по рутилу 1872 ± 5 млн. лет [Сальникова и др., 2009], дала следующие пара-метры кристаллизации – Т 800 °С, Р 10.5-11 кбар, подтвер ждая синхронность образования автономных базификатных жил со свеко феннским метаморфизмом и чарнокитизацией. Сопоставление химических анализов автономных жил и меланократовых оторочек вокруг чарнокитоидов обнаруживает их огромное сходство при непринципиальных различиях. Так, степень меланократовости автономных базификатов и их железистость име ют более широкие колебания, чем у оторочек – соответственно сумма Mg+Fe+Ca 386-728 и 495-615 ат. кол., а величина XFe – 0.27-0.76 и 0.54-0.65. Со держание щелочей и степень окисления железа в автономных жилах несколько ниже, чем в оторочках – соответственно сумма Na+K 14-64 и 74-101 ат. кол., а величина Fe3+/Fe2+ – 0.15-0.26 и 0.21-0.35. Тем не менее, генетическая связь автономных базификатных жил с выносом вещества из зон чарнокитообразо вания несомненна, а более широкие вариации их петрохимических особенно стей объясняются эволюцией состава флюидов по мере длительного проса чивания и удаления от очага возникновения.

Таким образом, чарнокитизация (эквивалент гранитизации в условиях гранулитовой фации) в метабазитах Лапландского пояса вызывается воздейст вием высокотемпературных кремне-щелочных рассолов, приводящем к дебази фикации основных гранулитов и их последующему частичному плавлению, с переотложением выщелоченных оснований либо в непосредственной близости от зон чарнокитизации, либо на значительном расстоянии от них в виде само стоятельных жил. Р-Т параметры образования гранулитов, чарнокитоидов и ба зификатов одинаковы, что говорит об их генетическом единстве и образовании на пике свекофеннского метаморфизма.

Данная работа поддержана грантом РФФИ № 08-05-00322.

Литература 1. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение // Изв. АН СССР, сер.

геол., 1952, № 2, с. 332-366.

2. Кориковский С.П., Ходоревская Л.И. Гранитизация палеопротерозойских высокоба рических метагаббро-норитов в беломорской серии Балтийского щита (район Кандалакшско го залива, о. Горелый) // Петрология, 2006, т. 14, № 5, с. 453-481.

3. Сальникова Е.Б., Кориковский С.П., Котов А.Б. и др. О возрасте высокотемпературных базификатных жил в Лапландском гранулитовом поясе: результаты U-Pb геохронологи-ческих исследований рутила // Тезисы IV Росс. конференции «Изотопные системы и время геологиче ских процессов», Санкт-Петербург, 2009, т.2, с. 157-158.

4. Ходоревская Л.И., Кориковский С.П. Метасоматические гранат-клинопироксен-ортопи роксен-роговообманковые жилы в метаанортозитах Колвицкого массива, Кольский полуост ров: минеральный состав и связь с сингранулитовой гранитизацией // Докл. РАН, 2007., т. 415, № 4, с. 539-543.

5. Aranivich L., Berman R.G. Optimized standard state and solution properties of minerals. II.

Comparison, predictions, and applications // Contr. Min. Petr., 1996, v. 126, p. 25-37.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СОПРЯЖЕННОГО ФОРМИРОВАНИЯ КОМПЛЕКСНЫХ (W, AU, ГОРНЫЙ ХРУСТАЛЬ) ОРУДЕНЕНИЯ В.А. Коротеев1, В.Н. Сазонов1, В.Н. Огородников2, Ю.А. Поленов ИГГ УрО РАН, Екатеринбург, Koroteev@gg.uran.ru;

Уральский государственный горный университет, Екатеринбург Значимая в практическом отношении хрусталеносная минерализация ча ще всего сопряжена с безрудными кварцевыми жилами. Поэтому они выделены в самостоятельную формацию, которая явилась базовой при прогнозировании и поисках месторождений горного хрусталя [1-3]. Однако, в различных регионах (Урал, Памир, Дальний Восток и др.) имеются кварцево-жильные рудные ме сторождения, в которых горный хрусталь добывается попутно. Например, на золоторудных, редкометальных и вольфрамовых месторождениях США и Ав стралии попутно добывались кондиционные кристаллы горного хрусталя (пье зокварц) в количестве до нескольких тонн в год. На Приполярном Урале в от рабатываемых кварцевых жилах и в хрусталеносных полостях, локализующих ся в них, установлено большое количество (42) рудных минералов. По данным Г.И. Крыловой (1986 г.), такие жилы сопровождаются литогеохимическими ореолами, типичными для месторождений золотокварцевого и золотополиме таллического типов. Отметим также, что в пределах горного отвода Светлин ского месторождения пьезокварца (Южный Урал) сейчас отрабатываются золо торудные тела жильного и прожилково-вкрапленного типов. На аналогичном Астафьевском месторождении (Южный Урал) также выявлена золоторудная минерализация. Д.В. Рундквист (1964) показал, что рудная (вольфрамовая и зо лотая) минерализация на Урале наложена (отлагается в зальбандах и по систе мам трещин) на кварцевые жилы и сформировалась раньше хрустальной.

В формировании и размещении магматических комплексов и сопряжен ных с ними рудных месторождений существенна роль шовных зон, а также возникших при сдвигах вдоль них диагональных разломов (последние характе ризуются интенсивным рассланцеванием и дроблением).

Кварц-жильные золоторудные, вольфрамовые и хрусталеносные место рождения обусловлены становлением и эволюцией габбро-тоналит гранодиорит-гранитных комплексов [2, 3]. Сначала формировалась базитовая «подложка», которая явилась источником энергии для выплавления более кис лых интрузий и создала протолит для тоналитов-гранодиоритов. По [5], базиты наращивали снизу кору, обусловив ее повышенную мощность в шовных зонах и на площадях развития тоналит-гранодиоритовых массивов.

Высокотемпературные (500-620 °С) постмагматические хлоротипные ще лочные растворы поступают в уже закристаллизованную часть массивов грани тоидов и в породы их кровли.

Такие растворы, отличаясь высокой активностью СО2, экстрагируют из боковых пород золото и кремнезем. В гранитоидных массивах и в их экзокон тактах фиксируются дайки от основного до кислого состава, приурочивающие ся к трещинам скола и отрыва. В дайках основного и среднего состава при ука занном температурном интервале образуются метасоматиты фемического про филя, которые включают парагенезис амфибол+плагиоклаз+ биотит или таб литчатый биотит. В дайках кислого состава при минимальной Т указанного ин тервала развивается калишпатизация. При дальнейшей эволюции флюида (обу словлена падением Т до 400-450 °С и уменьшением рН) происходит хлоритиза ция метасоматитов с указанными минеральными парагенезисами и образование гумбеитов сопряженных с кварцевыми жилами, минерализованными шеелитом, иногда и турмалином. Ниже 400 °С начинают формироваться кварцевые жилы, сопряженные с березитами-лиственитами в нижней части геологического раз реза, а в верхней – метасоматиты кварц-серицитового состава [2]. Золотопро дуктивная минеральная ассоциация (включает айкинит, теллуриды, блеклые руды, самородное золото и др.) наложена на эти жилы [2]. Жилы, не подвергну тые послежильной трещиноватости, естественно, остаются неминерализованны ми (подобные жилы на золоторудных месторождениях преобладают). Минерали зованные разности жил сопровождаются отчетливым комплексным литохимиче ским ореолом (включает элементы-спутники Au – Bi, Ag, As, W, Pb и др.).

Раннеколлизионные кварцевые жилы сложены крупно- и гигантозерни стым кварцем, в них часты остаточные полости, инкрустированные друзами горного хрусталя. Последние – результат медленной кристаллизации в закры той системе (полости) из щелочного флюида. Рудные минералы жилы переот лагаются в хрусталеносных полостях или захватываются кристаллами горного хрусталя при их росте [3].

Хрусталеносные кварцевые жилы с сопряженной золоторудной и др. мине рализацией формируются в позднеколлизионный этап развития Урала [2, 3 и др.].

На Урале и в других регионах золотокварцевые и кварц-жильные с сопутствую щей золотой минерализацией месторождения локализуются в метаморфитах ам фиболит-эпидотовой, амфиболитовой фаций, а также в геологических блоках, представленных метавулканитами, серпентинитами и терригенно-осадочными породами, по уровню метаморфизма отвечающими зеленосланцевой фации.

В метавулканитах весьма значительно развит метасоматоз. Его раннещелочная стадия проявлена биотитизацией. Зоны биотитизации золотоносны (содержание Au в них достигает 9,6 г/т). Золото в них связано в теллуридах и находится в са мородной форме. Последнее отличается высокой (более 900) пробностью. Сни жение Т и рН флюида приводит к хлоритизации зон развития биотита. Этот про цесс приводит к осаждению сульфидов, как правило, золотосодержащих. В ре зультате образуются объекты, относящиеся к золотосульфидной формации. При дальнейшем снижении Т в системе процесс может протекать двумя путями.

Первый путь – продолжение раскисления флюида. При Т=400-450 °С био тит, гранат и амфибол хлоритизируются (замещаются корундофиллитом рипидолитом). Венчается этот процесс золотоносными пиритом и халькопири том. Количество Au в зонах хлоритизации достигает 4 г/т. Кислотная стадия процесса – это образование кварцевых жил, сопряженных с метасоматитами, содержащими силлиманит, андалузит, плагиоклаз и кварц. Жилы приурочены к трещинам оперения разломов [2, 3]. При температуре 400-280 °С образуются березиты-листвениты (при относительно высокой активности СО2 во флюиде и кварц-серицитовые метасоматиты в случае ее «выкипания». Эти метасоматиты формируются в условиях выноса Au и других рудных элементов. В позднеще лочную стадию процесса в указанных жилах отлагаются молибденит, пирит, халькопирит, золото и др. Установлены случаи [3] наложения таких минерали зованных кварцевых жил на раннеколлизионные кварцевые жилы с шеелитом.

Второй путь – преобразование хлоротипного флюида в бикарбонат хлоридный за счет контакта с карбонатными породами. Такой флюид способст вует сохранению щелочности системы минералообразования до более низкой температуры. Трещинообразование на средних и малых глубинах (менее 2 км) приводит к вскипанию флюида, падению давления в системе, отложению крем незема в виде кварцевых и кварц-карбонатных жил. В случае накопления выки певшей СО2 под экранами происходит формирование хрусталеносных зон, со пряженных с аргиллизитами [2 и др.]. Образование горного хрусталя происхо дило уже из хлоридно-натрового флюида (существенное количество бикарбо нат-иона ушло на формирование карбонатов) при меньшем содержании крем некислоты в нем по сравнению с периодом формирования кварцевых жил и в спокойной тектонической обстановке. Все это вместе способствовало кри сталлизации качественных кристаллов хрусталя. Как отмечено выше, при на ложении на рудные кварцевые жилы хрусталеносных гнезд обычно рудные ми нералы, включая самородное золото, переотлагаются (см. рис 2, нижняя часть).

В ряде работ показано, что такие хрусталеносные зоны сопровождаются ком плексными литохимическими ореолами, свойственными рудным, в первую очередь золоторудным месторождениям.

В связи с позднеколлизионными нормальными калиевыми гранитами из фторотипного флюида при Т=400-450 °С формировались редкометальные квар цевые жилы. Типоморфными околорудными метасоматитами таких жил явля ются грейзены. Редкометальные месторождения наследуют иногда те же струк туры (сопряжения субмеридиональных шовных зон с диагональными, северо западными разломами), которые контролируют более ранние золоторудные объекты. Редкометальные и описанные выше шеелито-, золото- и хрусталенос ные кварц-жильные образования могут совмещаться лишь пространственно.

Литература 1. Козлов А.В. Руды и металлы. 1996. № 3. С. 21-30.

2. Месторождения золота Урала / В.Н.Сазонов, В.Н.Огородников, В.А.Коротеев и др.

Екатеринбург. 2001. 622 с.

3. Огородников В.Н., Сазонов В.Н. Соотношения золоторудных и хрусталеносных место рождений обрамления гнейсовых блоков Урала. Свердловск: УрО АН СССР. 1991. 72 с.

4. Прогноз, поиски и разведка месторождений кварцевого сырья / под ред.

В.П. Дроздова. М. : Недра, 1985. 136 с.

5. Ферштатер Г.Б., Холоднов В.В., Кременецкий А.А. и др. В кн.: Эндогенное орудене ние в подвижных поясах. Екатеринбург. 2007. С. 181-184.

ЗАВИСИМОСТЬ МЕХАНИЗМОВ ГРАНИТИЗАЦИИ БАЗИТОВ ОТ ФЛЮИДНОГО И ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА (НА ПРИМЕРЕ АПОАМФИБОЛИТОВЫХ МИГМАТИТОВ СЕВЕРНОЙ КАРЕЛИИ) Д.И. Корпечков ИГЕМ РАН, Москва, korpechkov@yandex.ru Проблема гранитизации обсуждается уже более века, тем не менее, она остается одной из наиболее спорных и неясных проблем современной петроло гии. Многими западными авторами вообще отвергается возможность геологи чески более или менее значимой гранитизации, однако многие авторы отводят ей значительную роль при формировании континентальной коры.

Д.С. Коржинским [Коржинский, 1952] дана наиболее полно обоснованная с точки зрения физической химии концепция гранитизации. При этом Д.С. Коржинский указал лишь наиболее общие закономерности гранитизации, не вдаваясь в детали, обусловленные теми или иными особенностями геологи ческой среды. Тем не менее, такие особенности часто оказывают значительное влияние на протекание процесса гранитизации и представляют определенный петрологический интерес. В настоящем докладе мы рассмотрим влияние неко торых таких особенностей (а именно – температуры и состава гранитизирую щего флюида) на протекание гранитизации базитов на материале апоамфиболи товых мигматитов Беломорского подвижного пояса.

Как показывают наши наблюдения, гранитизация амфиболитов в преде лах Беломорского подвижного пояса может осуществляться как минимум дву мя различными путями [Корпечков, Козловский, 2007].

Первый тип, наиболее распространенный в Беломорье, был впервые вы делен нами в районе поселка Хетоламбина, поэтому в дальнейшем мы для краткости будем называть его хетоламбинским. Гранитизация по хетоламбин скому типу на начальных стадиях проходит исключительно как метасоматиче ский процесс, который выражается в постепенном замещении амфибола исход ных амфиболитов биотитом и эпидотом и обогащении породы плагиоклазом и кварцем. В химическом аспекте это отражается в увеличении содержания кремнезема и щелочей, уменьшении содержания оснований.

Согласно модели, предложенной В.М. Козловским [Козловский, 2006 и другие], метасоматическая проработка субстрата происходила синхронно с тектоническими деформациями по системе субпараллельных трещин, что привело к возникновению сложно построенной псевдослоистой толщи. При этом минеральный состав в пределах одного «слоя» достаточно стабилен, а в разных «слоях» контрастно отличается, что, по-видимому, связано с разным количественным соотношением флюид/порода при образовании разных слоев и преимущественно инфильтрационным характером метасоматоза. Синхрон ность вещественных преобразований и тектонических деформаций доказыва ется фрактальной организацией рассматриваемой толщи [Козловский, 2006].

Плавление породы при гранитизации по хетоламбинскому типу происхо дит не всегда и лишь на заключительных стадиях процесса. Появление распла ва хорошо отражается в структурно-текстурных особенностях мигматитов.

Поздние, постмигматитовые метасоматиты для пород, гранитизированных по хетоламбинскому типу, не характерны.

Второй тип гранитизации был детально описан нами [Корпечков, 2008 и др.] в т.н. Нигрозерской структуре, входящей в состав Центрально-Беломорской мафической зоны, поэтому в дальнейшем мы будем называть его нигрозерским.

Характерной особенностью гранитизации по нигрозерскому типу является ран нее появление расплава и наличие пород, которые могут рассматриваться как реститы. При этом расчеты баланса масс указывают на неизохимический харак тер частичного плавления с привносом в систему в первую очередь кремнезема, что позволяет рассматривать этот процесс именно как гранитизацию. Важно отметить то, что щелочи при этом в систему (в отличие от гранитизации по хе толамбинскому типу) в систему практически не привносятся.

Гранитизация начинается с поступления вдоль системы трещин, связан ных с зоной сдвиговых деформаций, флюидов, насыщенных кремнеземом. По явление в породе насыщенного кремнеземом флюида моментально приводит к ее плавлению с образованием плагиогранитного расплава и рестита. При этом состав рестита сильно зависит от кислотности–щелочности вызывающего плав ление флюида [Корпечков, 2008].

В дальнейшем происходит взаимодействие фильтрующегося флюида как с реститом, так и с отжатыми в трещины расплавами. Среди реститов развиваются породы, обогащенные амфиболом, гранатом и кварцем («базификаты») и гранат кварцевые метасоматиты. Флюидно-магматическое взаимодействие в расплавах приводит к появлению плагиогранитоидов с различными темноцветными минера лами. Анализ зависимости состава возникающих парагенезисов от активности вполне подвижных компонентов показывает, что появление в плагиогранитоидах вместо наиболее часто встречающейся ассоциации граната с амфиболом ассоциа ции амфибола с биотитом и амфибола с клинопироксеном происходит при неко тором увеличении щелочности взаимодействующего с расплавом флюида и в слу чае появления биотита также при некотором увеличении химического потенциала калия во флюиде, появление ассоциации граната с биотитом – наоборот, при уве личении кислотности флюида при некотором росте активности калия. Для объяс нения сосуществования в пределах единой сдвиговой зоны флюидов разного со става нами была предложена модель дифференциации флюида на более кислую и менее плотную водно-углекислотную фазу и более плотную и более щелочную водно-солевую в условиях существования градиента давления [Корпечков, 2008].

После застывания расплава как гранитоиды, так и реститы испытывают продолжающееся флюидное воздействие, в результате чего образуются гранат кварцевые метасоматиты как по меланократовым породам, так и по гранитои дам, а по гранитоидам также иногда наблюдается развитие микроклина и, на поздней стадии, мусковита.

Указанные два типа гранитизации различаются и по некоторым другим параметрам. Так, например, наиболее кремнекислотные члены рядов гранити зации при гранитизации по хетоламбинскому типу отвечают гранитам и пла гиогранитам, а при гранитизации по нигрозерскому – лейкократовым гранитам и плагиогранитам, т.е. существенно более кремнекислотны.

Основные различия между указанными типами гранитизации могут быть, на наш взгляд, объяснены двумя факторами – составом гранитизирующего флюида и температурным режимом гранитизации.

Влияние состава флюида достаточно очевидно. При гранитизации по хе толамбинскому типу флюид оказывается более насыщен калием, что, соответ ственно, приводит к существенно более широкому развитию биотита, чем при гранитизации по нигрозерскому типу. Кроме того, при гранитизации по нигро зерскому типу флюид в целом оказывается более кислым (что приводит к ши рокому развитию процессов кислотного выщелачивания) и более дифференци рованным (что отражается в более штроком разнообразии возникающих при гранитизации минеральных парагенезисов). Нами подобные различия в составе гранитизирующего флюида связывались с процессами дифференциации флюи да в градиентых по давлению зонах сдвиговых деформаций, т.е. в конечном итоге объяснялись особенностью тектонических деформаций при гранитизации по тому или иному типу [Корпечков, Козловский, 2007].

Особенностью температурного режима гранитизации, по-видимому, мо жет быть объяснено раннее появление расплава при гранитизации по нигрозер скому типу и позднее – при гранитизации по хетоламбинскому типу. При гра нитизации по нигрозерскому типу порода, очевидно, была перегрета относи тельно плагиогранитного солидуса. При этом не содержащий кварца амфибо лит не плавился, однако появление даже небольшого количества флюида, не сущего с собой кремнезем, приводило к появлению в системе расплава. При этом плагиоклаз, необходимый для образования расплава, брался из вмещаю щего амфиболита, а кварц, или точнее дополнительный кремнезем – непосред ственно из флюидной фазы. Реальность такого механизма доказана экспери ментами [Эпельбаум, Боголепов, 1991].

При гранитизации по хетоламбинскому типу первичная температура по роды, по-видимому, была ниже плагиогранитного солидуса, а процесс гранити зации протекал в термоградиентных условиях. При этом флюид оказывал на породу не только химическое воздействие, приводящее к метасоматозу, но и нагревал ее. Кроме того, по-видимому, был возможен и теплоперенос без уча стия флюида. При нагревании выше плагиогранитного солидуса в системе по являлся расплав. Именно в таких (термоградиентных!) условиях реализуется знаменитая модель гранитизации Д.С. Коржинского. Гранитизацию в не гради ентных по температуре условиях (что, по-видимому, имеет место при гранити зации по нигрозерскому типу) можно рассматривать лишь как ее частный слу чай. В случае же градиента температуры время и место появления в системе расплава обусловлено конкретными параметрами системы: величиной темпера турного градиента, теплопроводностью и теплоемкостью породы и флюида, скоростью фильтрации флюида.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект 09-05-00193.

Литература 1. Козловский В.М. Природа полосчатых текстур в мигматизированных амфиболитах хетоламбинской толщи Беломорского комплекса // Геология, полезные ископаемые и геоэко логия северо-запада России. Материалы XVII молодежной научной конференции, посвящен ной памяти К.О. Кратца. Петрозаводск, 2006, с. 29-31.

2. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение // Изв. АН СССР. Сер.

геол., 1952, № 2. С. 56-69.

3. Корпечков Д.И., Козловский В.М. Апоамфиболитовые мигматиты и породы тоналит– трондьемит–гранодиоритовой ассоциации хетоламбинской «свиты» Беломорского комплек са, Северная Карелия: геологические типы и возможные условия образования // Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии. Материалы XVIII молодежной конференции, посвященной памяти члена–корреспондента АН СССР К.О. Кратца. СПб. :

2007. С. 65-67.

4. Корпечков Д.И. Петрология апоамфиболитовых мигматитов и сопряженных метасома титов Центрально-Беломорской мафической зоны, Северная Карелия (на примере Нигрозер ской структуры). Автореф. дис. … к. г.-м.н., Москва, 2008. 32 с.

5. Эпельбаум М.Б., Боголепов М.В. Плавление во флюидно-силикатной системе и моде лирование процесса гранитизации // Очерки физико-химической петрологии (магматизм, ме таморфизм, мантия). Вып. XVI, М. : Наука, 1991. С. 6-15.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЩЕЛОЧНО-КАРБОНАТНОГО МЕТАСОМАТОЗА И ПЛАВЛЕНИЯ ЭКЛОГИТОВ: ФАЗОВЫЕ СООТНОШЕНИЯ, ФОРМИРОВАНИЕ ЩЕЛОЧНЫХ И КАРБОНАТНЫХ МАГМ А.В. Костюк, Н.С. Горбачев ИЭМ РАН, Черноголовка, nastya@iem.ac.ru, gor@iem.ac.ru Среди ксенолитов мантийных пород в кимберлитах наряду с перидотита ми широкое распространение получили эклогиты. Их происхождение связыва ют с эклогитизацией базитов, входящих в состав протолитов древней океаниче ской коры, погруженной в мантию. В нодулях метасоматизированных эклоги тов широко проявлены признаки метасоматоза и частичного плавления – сили катные стекла, обогащенные щелочами (до 16 мас. %), сосуществующие с фло гопитом, карбонатами, сульфидами и сульфатами, санидином. Их формирова ние могло быть связано с плавлением мантийных эклогитов в присутствии глу бинных щелочно-карбонатных флюидов.

В работе приводятся результаты экспериментальных исследований по влия нию щелочно-карбонатных флюидов на фазовые соотношения при плавлении эк логитов, образующихся при эклогитизации базитов. Опыты проводились в ИЭМ РАН на аппарате типа НЛ в ожелезненных платиновых ампулах в интервале Т=850-1450 С, Р=3.6-4 ГПа с использованием закалочной методики. Температура измерялась Pt30Rh/Pt6/Rh термопарой, давление при высоких температурах ка либровалось по кривой равновесия кварц – коэсит. Точность определения темпе ратуры и давления в опытах оценивается в ± 5 C и ± 1 кбар. Длительность экспери мента составляла 6-8 часов. Продукты экспериментов изучались на цифровом электронном сканирующем микроскопе Tescan VEGA TS 5130MM, оснащенным детекторами вторичных и отраженных электронов на YAG-кристаллах и энерго дисперсионным рентгеновским микроанализатором с полупроводниковым Si(Li) детектором INCA Energy 350 (аналитик Некрасов А.Н.).

В качестве исходных веществ использовались тонкие порошки природ ных магматических пород – габбро и базальтов. В качестве акцессорных мине ралов добавляли хромит, сульфиды железа и никеля. Щелочи задавались кар бонатами натрия и калия, H2O+CO2 – дигидратом щавелевой кислоты. Графи товые ампулы, тонкие порошки алмаза и парафин использовались для генера ции С-СО-СО2 флюида.

Основные результаты. В углерод-насыщенной системе (С-СО-СО2 буфер) при близсолидусном (Т=850 °С, Р=3.6ГПа) щелочно-карбонатном метасоматозе эклогита формируется графит-слюда-клинопироксен-гранатовая ассоциация с акцессорным хромитом, сосуществующая с межзерновым Na-щелочным си ликатным расплавом типа нефелинового сиенита, доля которого не превышает 1-2 %. Отличительной особенностью фазового состава является наличие калие вых клинопироксенов, которые характеризуются повышенным содержанием ка лия (до 1,5 мас. % K2O), алюминия (6-7 мас. % Al2O3), натрия (1,5-2 мас.% Na2O) и низким содержанием кальция (11-13 мас. % CaO. Гранаты относятся к аль мандин-гроссуляровому ряду.

При тех же условиях, при повышении температуры до 1300С (Р=3.9 ГПа) увеличивается степень плавления эклогита (до 30 % и более). Закалочные об разцы представлены крупными таблитчатыми выделениями кальциевого кли нопироксена, слюды, акцессорного хромита, сцементированных щелочным Na-K расплавом типа нефелинового сиенита.

Для щелочно-карбонатного метасоматоза и плавления эклогита (Т=1450 С, Р=4ГПа) в углерод-насыщенной системе с H2O+CO2-флюидом ха рактерна ассоциация графит-клинопироксен-слюда, сосуществующая с межрез новым Na-K щелочным расплавом, обогащенным натрием (до 10 мас.% Na2O), калием (до 3.6 мас. % К2О) и обедненный магнием (менее 0.1 мас. % MgO) и кальцием (0-2 мас. % СаО).

Состав ликвидусной ассоциации в высокотемпературных экспериментах отличается от фазового состава близсолидусной ассоциации. Присутствует высо ко-кальциевый клинопироксен с низким (0.1 % K2O) содержанием калия, исчеза ет гранат. Слюды отличаются пониженным содержанием железа (6 мас. % FeO) и значительным повышением содержания магния (до 22 мас. % MgO), натрия (до 1.5 мас. % Na2O). При повышении температуры, расплавы становятся бо лее щелочными. Содержание K2O+Na2O возрастает от 8 мас. % (при 850 С) до 16 мас. % (при 1300 С).

Характерной особенностью фазовых соотношений эклогита в присутст вии С-СО-СО2 флюида в углерод-насыщенной системе является отсутствие карбонатной фазы. Эту особенность можно объяснить низкой активностью СО2, так как в присутствии графита при Т-Р параметрах эксперимента равнове сие С-СО-СО2 смещается в сторону СО. Температурным эффектом можно объ яснить и отсутствие граната на ликвидусе щелочных силикатных расплавов при температуре 1300 С.

Карбонатизация силикатных расплавов с образованием несмесимых ще лочной силикатной и карбонатной жидкостей наблюдалась при щелочно карбонатном метасоматозе и частичном плавлении эклогита в системе ненасы щенной углеродом при Т=1200 °С, Р=3.8 ГПа. В этих условиях формировались щелочные расплавы, карбонатные расплавы, сосуществующие с клинопироксе ном, флогопитом и хромитом.

Экспериментальные образцы представлены крупными (десятки мкм) таб литчатыми выделениями силикатных минералов, сцементированных силикат ным стеклом (закаленный силикатный расплав) с овальной формы включениями карбонатной фазы (закаленный карбонатный расплав) размером 5-10 мк. Карбо наты обогащены (в пересчете на 100 % оксидов, без СО2) Са (до 40 мас. % СаО), Na (до 25 мас. % Na2O), содержат SiO2 (до 5 мас. %), характеризуются высокой растворимостью серы (до 3 мас.% SO3).

В этой же системе, повышение температуры до 1250 С (Р=3.8 ГПа) не меняет фазовые соотношения. Образец представлен несмесимыми щелочным силикатным и карбонатным расплавами, сосуществующими с ассоциацией слюда–клинопироксен–хромитом–гранат. Карбонатная фаза в большей степени обогащена (в пересчете на 100 % оксидов, без СО2) Са (до 70 мас. % СаО), MgO (до 10 мас. %), FeO (до 8 мас. %), обеднена Na2O (около 3 мас. %) при сходном содержании SiO2 (до 2 мас. %).

Проведенные исследования показали, что щелочно-карбонатный метасо матоз и плавление эклогитов приводит к формированию щелочных и карбонат ных расплавов в узком температурном интервале (1200-1250 С) при высокой активности СО2. Отсутствие карбонатной фазы при Т больше 1250 С свиде тельствует о полной растворимости силикатных и карбонатных расплавов. На ряду с температурой, другим важным фактором, подавляющим насыщение си ликатного расплава карбонатами является низкая летучесть СО2 во флюиде, буферируемая С-СО-СО2 буфером. Особенности состава расплавов и сосущест вующих с ними ассоциаций минералов, полученных в эксперименте и сходных с природными, свидетельствуют об эффективности щелочно-карбонатного флюида в метасоматическом преобразовании эклогитов верхней мантии и важ ной роли этих процессов в формировании щелочных и карбонатитовых магм.

Работа поддержана РФФИ, грант № 09-05-01131, ОНЗ РАН, тема 2.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИЗУЧЕНИЕ ГЕТЕРОГЕННЫХ ФЛЮИДНЫХ РАВНОВЕСИЙ В СИСТЕМЕ СИЛИКАТ-ВОДА-КАРБОНАТ НАТРИЯ З.А. Котельникова1, А.Р. Котельников ИГЕМ РАН, Москва, kotelnik@igem.ru;

2ИЭМ РАН, Черноголовка, kotelnik@iem.ac.ru Важнейшими проблемами при изучении режима флюидов в различных геохимических процессах являются концентрирование, перенос и распределе ние рудного вещества. В связи с этим необходимость изучения фазовых равно весий в флюидных системах в последнее время становится все более очевид ной. Эти знания необходимы как при реконструкциях процессов минерало- и рудообразования в природных условиях, так и для дальнейшего развития тео ретических и экспериментальных исследований.

Характер флюидных равновесий определяется в максимальной степени наличием или отсутствием критических явлений в насыщенных растворах. По этому признаку все водно-солевые системы подразделяются на два основных типа [Равич, 1974]. Для растворов первого типа характерен положительный температурный коэффициент растворимости соли, критические явления в на сыщенных растворах отсутствуют. Примером таких систем является наиболее полно экспериментально изученная система H2O–NaCl. Для растворов второго типа характерны ретроградная растворимость соли Критические явления имеют место как в ненасыщенных, так и в насыщенных растворах. К таким системам относятся растворы некоторых солей: NaF, Na2CO3, Na2SO4 и многих других, а также все системы вода–силикат (или алюмосиликат).

При высоких температурах и давлениях экспериментальные исследова ния фазовых равновесий в системах второго типа проводились преимуществен но для водно-силикатных систем. Для них может быть применен метод закалки, позволяющий наблюдать при комнатных условиях состояния, существовавшие при высоких параметрах и сохранившиеся при быстром охлаждении. Получен ные на сегодняшний день данные свидетельствуют о том, что рудное вещество в равновесиях расплав-флюид распределяется, как правило, в пользу расплава.

Периодически высказывались мнения, что при кристаллизации расплава в ус ловиях несмесимости флюида образуется особая фаза, называемая разными ав торами раствор-расплавами, расплав-рассолами, тяжелой фазой, рудной маг мой, гидротермальным рассолом [Равич, 1974;

Валяшко, 1990]. Предполагается, что эта фаза является концентратором рудных компонентов и служит для транспортировки последних. Появление такой фазы экспериментально было зафиксировано при изучении особенностей диаграмм состояния водных рас творов таких соединений как SiO2, Na2Si2O5, NaAlSi3O8 [Валяшко, 1990, Koster van Groose, 1968, 1973].

Для исследования солевых систем метод закалки неприменим, поскольку соли легко кристаллизуются. Возникновение метода синтетических флюидных включений привело к возможности непосредственного наблюдения фазовых изменений во флюидах, захваченных включениями при известных условиях.

В данной работе рассмотрены гетерогенные флюидные равновесия в системах вода– Na2CO3 (соль 2 типа) – силикат.

Водно – силикатно – солевые системы, где соль относится ко 2 типу, имеют самые сложные диаграммы состояния, поскольку граничные бинарные системы имеют области расслаивания насыщенных и ненасыщенных растворов. Для та ких систем возможно установление непрерывного перехода области расслаива ния из метастабильного состояния пересыщенных растворов в стабильные рав новесия ненасыщенных флюидных фаз [Валяшко, 1990].

Экспериментально системы вода – (силикат) – Na2CO3 в широком интерва ле параметров изучали Равич и Костер ван Гроос и Уайли. Для бинарной сис темы вода-соль положение верхней критической точки Q [Равич, 1974] опреде лил как 480 С, 1600 бар и 30-40 мас. % Na2CO3. Костер Ван Гроос, приводит следующие координаты точки Q: 500 ± 10 С, 1505 ± 0.01 кбар и 12 ±2 мас. % Na2CO3 [Koster van Groose, 1990]. В обеих публикациях отсутствуют данные о расслоении жидкости при температурах ниже точки Q. Однако в работе [Равич, 1974] в верхней двухфазной области фиксировалось равновесие двух жидко стей, а не жидкости и пара, как приводится в публикации [Koster van Groose, 1990]. Такой факт должен свидетельствовать о том, что верхний отрезок крити ческой кривой, соединяющий критическую точку Q с критической точкой соли, не является продолжением нижнего отрезка, проходящего от критической точ ки воды до точки Р. Следовательно, оба отрезка критической кривой могут иметь метастабильное продолжение. В этом случае на диаграмме состояния системы появляется область метастабильного расслаивания жидкости [Равич, 1974;

Валяшко, 1990]. При пересечении этой области с двухфазной областью пар+жидкость возникает равновесие жидкость1+жидкость2+пар.

Тройная система, где силикат представлен альбитом, изучена при давле нии 1 кб в диапазоне температур 560-900 С [Koster van Groose, 1968]. Оказа лось, что в случае высокого содержания воды при инконгруентном растворении альбита образуются канкринит, на диаграмме состояния присутствуют поля двух несмесимых жидкостей: богатой кремнием и богатой карбонатом. Кроме того, при температурах 700-810 С возможно сосуществование трех некристал лических фаз: ненасыщенной щелочами силикатной жидкости, щелочно карбонатной жидкости и пар, содержащий CO2, Na2O и SiO2. При увеличении количества воды трехфазное поле становится более широким и немного смеща ется в область более низких температур.

Наши экспериментальные исследования тройной системы H2O – SiO2 – Na2CO3 показали возможность сосуществования трех некристаллических фаз и при гораздо более низких температурах: вплоть до 250 С. Каждая из несмеси мых фаз, захваченных при давлениях 2-3 кбар в разные включения, вновь могла гетерогенизироваться.

На изотермо-изобарическом сечении диаграммы состояния при 800 С и давлении 3 кбар, построенном с учетом полученных результатов и литератур ных данных, возможные гетерогенные равновесия во флюиде, зафиксирован ные в наличии разнотипных включений в продуктах опыта, однозначно свиде тельствует о том, что P–t-условия находятся ниже критической поверхности тройной системы H2O – SiO2– Na2СO3, но выше поверхности кристаллизации.

Концентрированная фазавследствие высокотемпературного гидролиза обога щалась щелочью, которая вступала во взаимодействие с кварцем, повышая та ким образом кажущуюся растворимость последнего, появлялся так называемый «тяжелый флюид»: богатый SiO2 водно-солевой раствор.

«Тяжелый флюид» при температурах до 450 C может содержать 35- мас. % SiO2 данным В.П. Бутузова и Л.В. Брятова, а в интервале 500-700 С 50-70 мас. % SiO2. Этот тяжелый флюид имеет свое поле расслаивания на фазы, значительно различающиеся по содержанию SiO2, но с почти одинаковым от ношением вода:соль. Если фигуративная точка опыта легла в это поле расслаи вания, наблюдаем три типа включений. Следует отметить, что если давление незначительно снизить, то эта область несмесимости расширится, критические явления между расслаивающимися фазами будут невозможны, и на сечении появятся два отдельных поля: водно-солевой жидкости и силикатно-водно солевой. Если давление при снижении P–t-параметров становится ниже пересе чения поверхностей расслаивания и кристаллизации, тяжелый флюид отделяет от себя еще одну некристаллическую фазу. Таким образом, область существо вания гетерогенных флюидных равновесий значительно расширяется в сторону низких температур вплоть до 250 С.

Полученные экспериментальные результаты свидетельствуют о сложных взаимоотношениях силиката и карбонатсодержащего флюида при повышенных температурах и давлениях. На позднемагматическом этапе, при 700-800 С и давлениях 1-2 кбар, флюидная фаза не является гомогенной. Это же можно ска зать и обо всех водно-солевых системах P – Q-типа, по которым имеются экспе риментальные данные, так как температурные координаты критической точки Q (минимальная температура верхней двухфазной области) для пограничных би нарных систем вода-соль лежат обычно в интервале 400-500 С [Равич, 1974;

Валяшко, 1990]. Если же принять во внимание возможность взаимодействия флюид-силикат, область гетерогенизации должна быть еще шире: кварц и алю мосиликаты также образуют с водой системы второго типа, причем координаты верхней критической точки таких систем очень высоки. Присутствие соли как третьего компонента в значительной степени расширит поле несмесимости в область более низких температур и давлений. Таким образом, в многокомпо нентных системах вода – соль (P– Q-типа) – силикат в верхней гетерогенной об ласти следует ожидать равновесия двух (и более) жидких фаз.

При относительно невысоких значениях давления составы несмесимых фаз будут резко контрастными по содержаниям соли, и это вызовет осаждение ее при незначительном снижении температуры. При высоких давлениях обра зование фазы “тяжелого флюида” приведет к аномальному тепломассопереносу силикатных и части рудных компонентов.

Водно-силикатно-солевая фаза может существовать при очень низких температурах и давлениях: при снижении параметров ниже кривой трехфазного равновесия. Следует обратить внимание на то, что эта фаза, захватываясь во включения, может быть идентифицирована как магматогенное включение, хотя система находилась при температуре ниже эвтектической силикат-соль. При пересечении метастабильных продолжений критических кривых существенно водный флюид расслаивается при температурах около 250 С, что и наблюдали во включениях. При снижении температуры тяжелая фаза может или закри сталлизоваться с протеканием процессов фракционной кристаллизации, или обосабливаться и в дальнейшем иметь другую историю с актами последующей гетерогенизации флюида. Подобным образом более легкая и подвижная фаза может принимать участие в гидротермальных процессах, имея возможность ге терогенизироваться в ходе дальнейшей эволюции. Таким образом, полученные экспериментальные результаты приводят к выводу, что на магматическом и по стмагматическом этапе гомогенное состояние флюида является скорее исклю чением, чем правилом, и сосуществование одновременно двух и более несме симых флюидных фаз с (алюмо)силикатными минералами является характер ной особенностью таких процессов. Контрастное перераспределение компонен тов, в том числе и рудных, способствует, в зависимости от внешних условий, или экстрагированию последних в одну из несмесимых фаз или, наоборот, оса ждению их.

Следует отметить, что обычно при реконструкции условий минералооб разования водно-солевой флюид моделируется NaCl-растворами. Эти растворы при температурах 700-800 С при давлении 2 кбар будут гомогенными. Однако в присутствии солей P – Q-типа область несмесимости флюида значительно расширяется. При этом содержание соли-минерализатора в системе может быть очень невысоким.

О ЗАКОНОМЕРНО МЕНЯЮЩИХСЯ ПЛОТНОСТИ И ХИМИЗМЕ ПОРОД, СЛАГАЮЩИХ ПОДНЯТЫЕ И ОПУЩЕННЫЕ ТЕКОНИЧЕСКИЕ БЛОКИ ПЛАНЕТ ЗЕМНОЙ ГРУППЫ Г.Г. Кочемасов ИГЕМ РАН, Москва, kochem.36@mail.ru Интенсивные космически исследования последних десятилетий дистан ционными и поверхностными аппаратами позволяют судить о химическом со ставе и относительных превышениях основных тектонических блоков всех пла нет земной группы. Необходимые для сравнения сведения о Меркурии только начинают поступать с борта КА НАСА MESSENGER, совершившего два про лета вблизи этой планеты перед предстоящим выходом на орбиту вокруг нее в 2011 г. Но уже имеющиеся первые данные о химизме и разбросе рельефа Мер курия [Head et al., 2009] говорят о том, что эти параметры укладываются в рам ки предсказанных, исходя из закономерностей волновой планетологии [Kochemasov, 1995;

1998]. Основное положение этого направления планетоло гии формулируется так: “Структуры делаются орбитами” [Kochemasov, 1995;

1998;

2006]. Базируется оно на фундаментальном свойстве кеплеровских эллип тичных орбит, вызывающих периодические колебания ускорений небесных тел от положительных (+) до отрицательных (). Эти колебания приводят к волно вым короблениям оболочек тел, имеющих стоячий характер и распространяю щихся во вращающихся телах (а все небесные тела вращаются!) в четырех ор то- и диагональных направлениях. Интерференция этих короблений приводит к образованию в планетарных сферах регулярно расположенных поднимаю щихся (+), опускающихся () и нейтральных (0) тектонических блоков. Размер их зависит от длин коробящих волн, которые образуют гармонический ряд.

Наиболее длинная и амплитудная в любом теле фундаментальная волна 1 (длина 2R, где R – радиус тела) приводит к образованию постоянно присут ствующей тектонической дихотомии – сегментации (теорема 1 волновой плане тологии, Kochemasov, 1999). Первый обертон волна 2 (длина R) создает текто ническую секторность (теорема 2). На эти наиболее крупные и заметные волно вые коробления всегда накладываются коробления, длины волн которых обрат но пропорциональны орбитальным частотам: выше частоты – мельче волны, ниже частоты – длиннее волны. Эти коробления создают тектоническую зерни стость, или “кусковатость“ по М.А. Садовскому (теорема 3). Все созданные разными волновыми короблениями тектонические блоки обладают во вращаю щихся телах угловыми моментами (произведение массы на радиус – расстояние до оси вращения и на квадрат угловой скорости), которые стремятся к равнове сию для минимизации трений между блоками и энергетического состояния тела (теорема 4, Kochemasov, 1999).

Тектоническая зернистость планет земной группы составляет последова тельный ряд, который может быть расширен за счет добавления к нему солнеч ной фотосферы, с одной стороны, и астероидов, с другой, так как эти объекты хорошо вписываются в установленную закономерность – зернистость обратно пропорциональна частотам, и удлиняют экспериментальный ряд. Итак, наблю дается следующий ряд увеличивающихся размеров тектонических зерен (поло вина длины волны): фотосфера – R/60, Меркурий – R/16, Венера – R/6, Зем ля – R/4, Марс – R/2, астероиды – R/1 (Рис. 1).

Не вдаваясь в подробное описание тектонических зерен всех объектов, отметим, что тектонотип земного зерна – это суперструктуры архейских крато нов, включающих кратон и его складчатое обрамление (диаметр ~ 5000 км, или 8 чередующихся “+” и “” зерен), и подобного размера кольцевые структуры в более молодых формациях. Зернами фотосферы являются хорошо известные супергранулы поперечником 30-40 тыс. км.

Предложенная модель волнового структурирования (рис. 1) адекватно от ражает реальный размах рельефа планет земной группы, если его принять про порциональным радиусам тектонических зерен. Так, наблюдаемый размах релье фа в ряде Меркурий–Венера–Земля–Марс равен ~5–14–20–30 км. Марсианский размах может быть увеличен до 35 км, если принять во внимание огромные про вальные кальдеры его гигантских вулканов (радиус кальдер 40-50 км, угол склона 5-6°, высота возможных провалившихся конусов 4-5 км, общий размах релье фа 35 км). Приняв земные 20 км за единицу, получаем следующий относительный ряд рельефов: 0,25–0,7–1,0–1,75. Теоретический (модельный) ряд (радиусы зерен, рис. 1) имеет следующий вид: 2R/64,08–2R/24,34– 2R/16,44–2R/8,8. Этот же ряд по отношению к земному как единице выглядит так: 0,256–0,675–1,0–1,868.

Сравнение реальных размахов с модельными показывает удовлетворительное сходство. Следует заметить, что вышеприведенные расчеты делались тогда [Kochemasov, 1995], когда меркурианский рельеф еще не был измерен, и в расчет бралась цифра для Меркурия (~5 км), исходя из уверенности в регу лярной зависимости рельефообразующего потенциала от тектонической зер нистости (рис. 2).


Рис. 1. Геометрическая модель волнового структурирования в планетной системе. Все размеры тел приведены к одному масштабу для подчеркивания роли волновых чисел в структурировании [Kochemasov, 1995;

2006] Необходимым выводом из установленного растущего размаха планетарно го рельефа и требования его уравновешивания породами разной плотности (для нивелирования углового момента) явилось представление о регулярной смене плотностей пород равнин и материков с удалением от Солнца. Показателем плотности равнинообразующих базальтов является их железистость. Действи тельно, она растет от Меркурия к Марсу. Низкая железистость обильных по верхностных вулканитов Меркурия и низкая контрастность альбедо его по верхности [Head et al., 2009] подтвердили правильный выбор “низкого“ поло жения фигуральных точек Меркурия на графиках рис. 2. Fe/Si и Fe/Mg в рав нинных вулканитах при ~5% Fe принималось как 0,16 и 0,32. Эти же отношения в измеренных КА “Венеры“ магнезиальных базальтах равны 0,31 и 1,10. В ба зальтах Тихого океана они равны 0,38 и 1,89, в марсианских железистых ба зальтах Великой Северной равнины – 0,64 и 2,53 [Kochemasov, 1995]. Итак, в морских базальтах планет регулярно растет железистость и, следовательно, плотность в связи с увеличивающимся расчленением поверхности.

Рис. 2. Некоторые параметры кор планет земной группы в сравнении c земными, принятыми за единицу Сплошная линия – рельеф, пунктир – Fe/Si, точки – Fe/Mg в базальтах бассейнов и равнин (lowlands), точка-пунктир – контраст плотностей материков и равнин (highlan/lowland).

Внизу: увеличение контраста плотностей материков и равнин с увеличением солнечного расстояния [Kochemasov, 1995, 2006] Состав и плотность пород поднятых материковых блоков меняются с про тивоположной тенденцией. Если “яркие” кратерированные равнины Меркурия (относительно поднятые блоки) мало отличается по железистости и составу от более низких участков (гладкие “темные“,равнины), то на Венере на поднятых блоках появляются щелочные базальты. Средний состав материков Земли уже андезитовый. Существование пород кислого и щелочного составов на высоко поднятых материках Марса вытекало из вышеприведенной логики (Kochemasov, 1995;

2006) и было подтверждено измерениями химизма пород на контакте северная равнина – южный материк. КА НАСА “Pathfinder” и “Spirit” в разных местах контакта обнаружили наряду с плотными базальтами породы, обогащенные Si, Al, щелочными элементами и летучими компонентами (Cl, S).

Дистанционными методами на южном материке обнаружены значительные участки, обогащенные хлором, а поверхностный аппарат “Opportunity” нашел в стенках материковых кратеров слоистые обломочные породы с обильным це ментом из различных сульфатов, хлоридов, бромидов. Совокупность гравита ционных, альбедных, гипсометрических и химических данных однозначно ука зывают на “легкую“ мощную материковую кору Марса.

Принимая в расчет известные плотности пород, слагающих “морские“ и “материковые“ области планет, можно сказать, что контраст плотностей растет от Меркурия к Марсу: 0,03– 0,1 –0,25 –0,45 г/см3 [Kochemasov, 1995]. Это явле ние коррелирует с возрастающим размахом рельефа и увеличивающимся раз мером тектонического зерна.

Литература 1. Head III J.W., Solomon S.C., McNutt, Jr. R.L. et al. The Messenger mission to Mercury:

new insights into geological processes and evolution from the first two encounters // 40th Lunar and Planetary Science Conference, 2009, Houston, USA, abstract 2198 pdf. (CD-ROM).

2. Kochemasov G.G. Possibility of highly contrasting rock types at martian highland/lowland contact // Golombek M.P., Edgett K.S., Rice J.W. Jr. (Eds). Mars Pathfinder Landing Site Work shop II: Characteristics of the Ares Vallis Region and Field trips to the Channeled Scabland, Wash ington, LPI Tech. Rpt. 95-01, Pt.1, 1995, LPI, Houston, 63 pp. (p. 18-19).

3. Kochemasov G.G. Tectonic dichotomy, sectoring and granulation of Earth and other celes tial bodies // Proceedings of the International Symposium on New Concepts in Global Tectonics, “NCGT-98 TSUKUBA”, Geological Survey of Japan, Tsukuba, Nov 20-23, 1998, p. 144-147.

4. Kochemasov G.G. Theorems of wave planetary tectonics // Geophys. Res. Abstr., 1999, V.

1, № 3, p. 700.

5. Kochemasov G.G. Wave warping as a reason (impetus) of density (chemistry) differentiation of planets at very early stages of their formation // Workshop on early planetary differentiation: a multi-planetary and multi-disciplinary perspective, 2006, LPI, Abstract # 4010.

ОНТОГЕНИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ Краснова Н.И.

СПбГУ, Санкт-Петербург, nataly_krasnova@rambler.ru Большинство работ, посвященных теории метасоматоза, затрагивают лишь термодинамические аспекты протекания природных реакций замещения [Жариков, 1976;

Коржинский, 1969 и др.]. Вопросы механизмов замещения, а также особенностей формирования тех или иных структур пород метасомати ческой природы часто не рассматриваются исследователями или же рассеяны в работах разных авторов. Так, одна из работ Д.С. Коржинского была посвящена проблеме отличия метасоматических образований от магматических и осадоч ных, однако, критического рассмотрения критериев метасоматических процес сов в ней не дано. Онтогенические признаки метасоматических образований являются одним из важных разделов курса «Генезис минеральных индивидов и агрегатов», читаемого на кафедре минералогии СПбГУ с 1970 г. Коллекция об разцов, иллюстрирующих метасоматические объекты, создавалась с 1983 г. Ни же приведен обзор наиболее важных онтогенических критериев метасоматоза.

1. Псевдоморфозы. Наиболее убедительным и достаточным признаком процессов метасоматоза является наличие полных или частичных химических псевдоморфоз, в которых в той или иной мере сохраняются морфологические особенности замещаемого объекта. Экспериментальному исследованию фор мирования разных типов псевдоморфоз и описанию механизмов процессов за мещения посвящена монография А.Э. Гликина [2004].

2. Неперемещенные реликты протоминерала, реликты структурных особен ностей замещаемого субстрата (породы или минерала) являются важным призна ком метасоматических образований. Формирующиеся при этом теневые структу ры обусловлены неодинаковой растворимостью разных минералов в процессе за мещения. Труднорастворимые и устойчивые в данных условиях метасоматоза ми нералы сохраняются в виде неизмененных реликтов, имеющих то же расположе ние, что и в исходном субстрате (рис. 1). Так, в псевдоморфозах одних минералов по другим в виде реликтов нередко сохраняются рудные минералы-включения, например магнетит, гематит, пирит, лимонит и др. Изолированные вростки одного минерала в другом, определяемые одними исследователями как реликты заме щаемого субстрата, другими могут рассматриваться как сингенетические или эпи генетические образования, и, следовательно, ни о какой достаточности такого признака метасоматической природы объекта говорить не приходится.

3. Смена минерального состава жил, рассекающих породы разного соста ва. Нахождение в исследуемых объектах такого признака является неоспори мым свидетельством интенсивного химического взаимодействия жильного ве щества с веществом субстрата. Такое взаимодействие без сомнения является ведущим при образовании биметасоматических жил или же околожильных оторочек. Экспериментальными исследованиями [Жариков, Зарайский, 1973] показано, что основные закономерности строения биметасоматических колонок определяются в первую очередь составом контактирующих пород и значениям рН раствора. Гораздо меньшее влияние оказывают такие факторы, как темпера тура и давление и даже состав растворов, участвующих в минералообразова нии. Если породы разного состава рассекаются жилой, состав которой резко меняется при переходе от одной вмещающей породы в другую, то это может быть признаком метасоматической природы жильного образования. Нередко состав жил, рассекающих породы разного типа, не меняется, а меняется лишь минеральный состав оторочек. В данном случае к метасоматическим (или точ нее, реакционно-метасоматическим) образованиям следует отнести лишь сами оторочки (рис. 2). Сложные зональные метасоматические колонки возникают в случае, если при взаимодействии поступающего раствора с компонентами ис ходной породы образуется несколько реакционных минералов.

Рис. 1. Неперемещенные реликты зерен Рис. 2. Матасоматические зоны разного магнетита (Mag) в метасоматической жиле состава на контакте кальцитового бурого мелкозернистого апатита (Ap), карбонатита (Cc): c клинопироксенитом – секущей кальцитовый карбонатит. амфиболовая (Amf), а с ийолитом – Фото обр. из Ковдорского железорудного биотитовая (Bt) и тетраферрифлогопитовая месторождения (Tphl). Фото обр., Себльявр Расположение отдельных зон в колонках в соответствии с подвижностью компонентов. При разработке общей теории метасоматической зональности [Коржинский, 1969] было показано, что последовательность расположения раз личных по составу зон в колонке есть зафиксированное в минеральных агрегатах отражение дифференциальной подвижности элементов. Впоследствии это поло жение нашло экспериментальное подтверждение [Жариков, Зарайский, 1973], также было доказано, что все зоны в колонках появляются одновременно и с те чением времени лишь разрастаются пропорционально продолжительности опы та. Причиной существования дифференциальной подвижности элементов для любого метасоматического процесса, а также и фильтрационного эффекта для условий инфильтрационного метасоматоза являются разные скорости диффузии компонентов через пористые среды или горные породы. Физико-химическая природа дифференциальной подвижности элементов оказалась достаточно сложной. Наибольшую роль при просачивании раствора через фильтры играют, в первую очередь размеры гидратированных ионов (так называемый ситовой эффект). Более крупные гидратированные ионы (как правило, 3- и 4-валентных металлов) имеют минимальные скорости диффузии, менее крупные ионы (ще лочноземельных металлов) более подвижны, а самые малые по размерам ионы (щелочных металлов) обладают максимальной подвижностью. Характер границ отдельных зон метасоматических колонок и в целом жил замещения может быть различным: иногда он четкий, резкий, сходный с таковым жил заполне ния, в других случаях неясный, расплывчатый, в случае же избирательного за мещения, скажем одного минерала, рассеянного в породе, о границе метасома тической зоны вообще говорить затруднительно.


Направление векторов роста минералов от контактов трещины (тела) во внутрь субстрата (породы). Экспериментальными исследованиями динамики роста кристаллов при инфильтрационном замещении мелкозернистого агрегата зерен KCl раствором KNO3 [Краснова, Петров, 1997] было показано, что на правление роста метакристаллов совпадает с направлением движения раство ров, вызывающих замещение. Это направление противоположно таковому для кристаллов, растущих в направленном потоке в свободных условиях.

Направление движения растворов может быть определено по положениям питающей трещины или контактов геологического тела с вмещающей породой.

В связи с этим принципиально важным представляется проведение специаль ных наблюдений за направленностью преимущественного роста кристаллов в исследуемых породах. Этот признак, в особенности в сочетании с приурочен ностью зон геометрического отбора к осевым частям жил, можно считать дос таточным для доказательства метасоматической природы геологического обра зования (рис. 3). К сожалению, далеко не во всех случаях можно определить вектора максимальной скорости роста кристаллов или установить расположе ние зон геометрического отбора.

Рис. 3. Схема строения метасоматической (а) и неметасоматической (б) жил с зонами геометрического отбора (черное);

стрелками показано направление преимущественного роста кристаллов Другие признаки былых метасоматических процессов могут быть обна ружены при рассмотрении объектов на разных уровнях организации вещест ва (см. табл.).

Таблица Признаки и текстурные особенности метасоматических образований (подчеркнуты признаки, достаточные для доказательства метасоматической природы объекта) При изучении конкретных геологических объектов – геологических тел, пород, агрегатов, минералов, химических элементов – необходимо стремиться диагностировать не один, а несколько признаков их метасоматической приро ды. Лишь в этом случае доказательства метасоматического генезиса станут убедительными. Мультимедийные версии ряда лекций по онтогении скоро бу дут доступны на сайте http://www.mineral.pu.ru.

Литература 1. Гликин А.Э. Полиминерально-метасоматический кристаллогенез. СПб. : Изд-во Жур нал Нева. 2004. 320 с.

2. Жариков В.А. Основы физико-химической петрологии. М. : Изд-во МГУ. 1976. 420 с.

3. Жариков В.А., Зарайский Г.П. Экспериментальные исследования метасоматизма: со стояние, перспективы // Геол. рудн. м-ний. 1973. Т. 15. № 4. C. 3-18.

4. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М. : Наука, 1969. 112 с.

5. Краснова Н.И., Петров Т.Г. Генезис минеральных индивидов и агрегатов. СПб. : Изд-во Невский курьер. 1997. 228 с.

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ НА МЕСТОРОЖДЕНИЯХ КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО МАГНЕЗИТА (ЮЖНО-УРАЛЬСКАЯ ПРОВИНЦИЯ) М.Т. Крупенин ИГГ УрО РАН, Екатеринбург, krupenin@igg.uran.ru Генезис месторождений кристаллического магнезита до сих пор является дискуссионным, существуют как осадочная, так и метасоматическая модели, предлагаются различные источники магния для образования этого ценного ог неупорного сырья. Наши исследования подтверждают метасоматическую при роду магнезитов Южно-Уральской провинции позволяют выделить по ком плексу геолого-геохимических признаков три подтипа: 1 – пластообразные за лежи крупнокристаллических магнезитов высокого качества (Саткинская, Ба кальская, Сюрюнзякская группы в отложениях нижнего рифея);

2 – линзооб разных залежей преимущественно мелкокристаллических магнезитов с повы шенным содержанием минералов-примесей и железа (Исмакаевское в нижнем рифее);

3 – Семибратское и все другие месторождения в карбонатных отложе ниях среднего рифея [Крупенин и др., 2008]. Месторождения первого подтипа приурочены к устойчивым стратиграфическим доломитовым горизонтам эва поритового генезиса [Крупенин и др. 2009], в то время как второго и третьего подтипов размещены в пачках известняков, доломитизированных в зоне кон такта с рудными телами. Отличия имеются и в характере контактов рудных тел с вмещающими породами, в уровне перекристаллизованности магнезитовых руд, распределении петрогенных и малых элементов, в том числе лантаноидов [Крупенин, Кузнецов, 2009]. Отличия определяются физико-химическими зако номерностями магнезиального метасоматоза в карбонатных толщах рифея Баш кирского мегантиклинория. Суть их заключается в соответствии минерального состава зон метасоматических колонок конкретных месторождений температур ным условиям и режиму кислотности-щелочности, возникавшим в процессе ми грации высокомагнезиальных флюидов через карбонатные толщи рифея.

Пластообразные залежи крупнокристаллического магнезита 1 подтипа (размер зерен от 2-5 до 10-150 мм, форма вытянутая, идиоморфная) имеют вы сокое качество, резкие секущие контакты с вмещающими доломитами, мине ральные примеси представлены незначительным количеством крупнокристал лического доломита, магнезиального (Mg-) хлорита, реже кварца и талька, пи рита, сфалерита. На контактах магнезитовых залежей с вмещающими тонко зернистыми доломитами наблюдается увеличение содержаний доломита, таль ка, кварца, как в экзо-, так и эндоконтактовых зонах. Гнезда светло-серого и ро зового талька, иногда зональных гнезд с центром из розового талька и перифе рией из черного Mg-хлорита вытянуты вдоль слоистости. Кварц образует мета соматические пойкилитовые (проросшие в тонкозернистом доломите) идио морфные кристаллы размером до первых сантиметров в экзоконтакте магнези товых залежей. Выделяется два типа доломита в экзоконтактах: доломит-1 (вме щающий серый тонкокристаллический с размером зерен 0,1-0,5 мм) и доломит- (крупнокристаллический белый с размером зерен 1-5 мм в остроугольных гнез дах). Изучение геохимических особенностей доломита-2 показывает его сущест венные различия по уровню содержания FeO (соответственно 0,1 и 0,5 %), отно шения 87Sr/86Sr (соответственно 0,708 и 0,712) от доломита-1 и большое сходст во по данным параметрам с магнезитом, где содержится 0,4-0,8 % FeO, а отно шение 87Sr/86Sr составляет 0,711-0,718 [Крупенин, Кузнецов, 2009]. Доломиты- магнезитовмещающих горизонтов были сформированы на ранних стадиях пре образования карбонатного осадка, до магнезитового метасоматоза. Формирова ние доломитовых гнезд связано с заполнением аутигенным карбонатом пустот, возникших в результате растворения эвапоритовых минералов в раннем катаге незе и брекчирования вмещающих доломитов-1. Часто при этом около магнези товых залежей в периферической зоне гнезд наблюдается секреционный кварц, исчезающий по мере удаления от магнезитовых тел по латерали. Для 1 подтипа можно выделено две минеральные зоны метасоматоза – доломита-1 и магнези та, но, с учетом характерных минералов-примесей возможно выделение подзон:

1) магнезит;

2) доломит-1 с примесью талька, кварца и доломита-2;

3) доломит 1 с примесью кварца и доломита-2;

4) доломит-1 с примесью доломита-2.

Особенностью 2 подтипа является приуроченность мощной метасомати ческой линзовидной магнезитовой залежи к толще известняков суранской сви ты нижнего рифея. Вокруг рудного тела в тонкозернистых и пелитоморфных известняках наблюдается зона метасоматической доломитизации, прослежен ная в латеральном направлении до 500 м [Крупенин и др., 2008]. Магнезит сред некристаллический (грануломорфные зерна 1-5 мм), метасоматический доло мит мелкокристаллический (размер зерен 0,2-0,5 мм). Магнезиты характеризу ются повышенным содержанием кварца (до 15 %), образующим гнезда разме ром до первых дециметров, реже прожилки, небольшой примесью вторичного доломита, талька, магнезиального хлорита и пирита, отмечается мусковит. Кон тактовые зоны магнезитовой залежи представлены густой вкрапленностью маг незита в доломите мощностью в первые метры. Здесь же присутствует неболь шое количество кварца и примесь мусковита, сохраняющееся и в зоне доломи тизации. В области перехода доломитов в известняки, имеющей секущий ха рактер относительно слоистости карбонатных пород, появляется примесь каль цита и калиевого полевого шпата. Количество калишпата в недоломитизиро ванных пелитоморфных известняках достигает 16 % (смесь алевритовых зерен ортоклаза и микроклина). Для магнезитов и метасоматических доломитов ха рактерно устойчивое содержание Fe2O3, соответственно 3-5 и 1-2 %, что наряду с другими признаками позволяет рассматривать образование магнезитовой зале жи как результат одноактного внедрения в известняковую толщу магнезиальных флюидов на этапе тектонической перестройки в регионе [Крупенин и др., 2008].

Особенностью такого процесса является формирование зоны метасоматических тонкокристаллических доломитов-3. Выделяются следующие метасоматиче ские зоны: 1) железистый магнезит;

2) железистый магнезит + доломит-3;

3) доломит-3;

4) доломитизированный известняк;

5) вмещающий известняк.

Для каждой зоны кроме основных минералов отмечаются еще характерные второстепенные, к примеру, реликтовый калишпат в доломитизированном из вестняке, аутигенный мусковит, (продукт преобразования калишпата в услови ях изменения режима щелочности при магнезитовом метасоматозе).

Типичным представителем 3 подтипа является Семибратское месторож дение. Магнезиты слагают крупные линзовидные залежи, приуроченные к до ломитизированным известнякам карбонатно-терригенной уреньгинской свиты, являющейся метаморфизованным стратиграфическим аналогом авзянской сви ты в восточной части Башкирского мегантиклинория. Магнезиты мелкокри сталлические (грануломорфные зерна 0,5-3 мм), имеют примеси тонкозерни стого доломита, талька и Mg-хлорита, а также тонкокристаллического альбита.

В магнезите присутствуют наложенные зоны брейнерита, в которых тальк ис чезает. Особенностью данного подтипа являются мощные контактовые зоны рудных залежей вкрапленного мелкокристаллического магнезита в доломите, постепенно переходящие в чистый доломит. Наиболее удаленные от рудных тел участки представлены доломитизированными известняками. В данном под типе возможно выделение зон метасоматоза: 1) магнезит;

2) магнезит + доло мит-3;

3) доломит-3;

4) доломитизированный известняк;

5) брейнерит + анке рит. Для каждой зоны характерно присутствие кроме основных, еще и второ степенных минералов, к примеру, в магнезитовых телах присутствуют тальк, Mg-хлорит, альбит. Наиболее поздний этап связан с железисто-магнезиальным карбонатным метасоматозом и формированием секущих зон брейнеритизации в магнезитах, имеющих повышенные температуры (по данным сидерит анкеритового термометра – более 350 °С [Крупенин и др., 2008].

Для 1 подтипа важной минералогической особенностью является вынос кремнезема из магнезитовых залежей, что указывает на высокую щелочность магниеносных флюидов. Учитывая имеющиеся данные о возможной темпера туре формирования магнезитов 110-170 °С [Крупенин, Кузнецов, 2009], предпо лагается, что процесс имел место при рН среды 9-10. Наличие проницаемых коллапс-брекчий способствовало латеральной миграции магнезиальных рассо лов и формированию как магнезитов, так и гнезд вторичного доломита-2 во вмещающей толще доломита-1. В месторождениях 2 и 3 подтипов отсутствие горизонтов коллапс-брекчий привело к распространению магнезиальных флюидов вдоль зон проницаемости: контактов литотипов или зон тектониче ской трещиноватости. В результате сформировались линзовидные залежи с масштабными переходными метасоматическими зонами между магнезитом, доломитом-3 и вмещающим известняком. Во 2 подтипе, отмечена повышенная железистость магнезита и насыщенность его кварцем, который не выносится за пределы залежей. Следовательно, не возникало высокой щелочности для уда ления кремнезема из системы, что может быть следствием более высокой тем пературы флюидов: область нейтральных значений смещается в сторону сни жения рН [Hemley, 1959]. Исчезновение в доломитах и магнезитах калишпата и частичная замена его серицитом также связана с более высокой температурой, что соответствует геологическому положению данного месторождения в борту машакского среднерифейского рифтогенного грабена. В 3 подтипе альбитиза ция и оталькование в магнезитах и доломитах проявились при наложенном зе леносланцевом метаморфизме. В зонах брейнеритизации тальк исчезает, по скольку становится неустойчивым в условиях нарастания железистости и ки слотности в метасоматической колонке, подобной лиственитам [Крупенин и др., 2008]. Следовательно, брейнеритизация произошла не только после магнезито вого метасоматоза, но и после проявления зеленосланцевого метаморфизма.

Выполняется при поддержке Программы 2 ОНЗ и гранта РФФИ 09-05 00964а.

Литература 1. Крупенин М.Т., Котляров В.А., Гуляева Т.Я., Петрищева В.Г. Стадийность магнези ального метасоматоза в различных типах магнезитовых месторождений Южно-Уральской провинции (по данным микроанализа) // Литосфера. 2008, № 3. С. 98-120.

2. Крупенин М.Т., Кузнецов А.Б. Sr-изотопная характеристика магнезитов и вмещающих карбонатных пород, нижний рифей, Южно-Уральская провинция // Литосфера. 2009. № 5. (в печати) 3. Крупенин М.Т., Прохаска В. Маслов А.В. Cl-Br-Na систематика флюидных включе ний в магнезитах Южно-Уральской провинции // Доклады РАН. 2009. Т. 426. №3. С. 351- 4. Hemley J.J., Some mineralogical equilibria in the system K2O-Al2O3-SiO2-H2O // Ameri can Journal of Science, 1959. V. 257. P. 241-270.

О ПРИРОДЕ СЛОЖНЫХ (МУЛЬТИСТАДИЙНЫХ И МНОГОИСТОЧНИКОВЫХ) ИНТРУЗИЙ Э.А. Ланда Всероссийский научно-исследовательский геологический институт, Санкт-Петербург, vsgalmaz@vsegei.sp.ru Образование сложных многопородных интрузий рассматривается обычно в рамках концепции о единой магме, эволюция которой на глубине порождает последовательно внедряющиеся порции вторичных различающихся по составу магм (фаз), как, например, в случае концентрически-кольцевых массивов, или дифференциация которой в камере обусловливает расслоение и образование различающихся породных слоев (расслоенные интрузии). Достаточно давно существовали и альтернативные представления о многоисточниковой природе некоторых интрузивных массивов. Так, вопреки преобладавшему мнению о гранитах в резко контрастной габбро-гранитной формации как производных единой магмы развивалось представление (Ю.А. Кузнецов) об образовании гранитов в результате плавления коры под влиянием тепла горячей основной магмы. В настоящее время для многих сложных интрузий самого разного со става вероятна связь не с одним, а с несколькими источниками магм. Кроме то го, ряд фактов указывает на то, что т. н. фазы во многих случаях не представ ляют собой дискретных внедрений, а являются частями последовательно диф ференцирующей связной динамической магматической системы.

Многоисточниковые сложные массивы могут возникать в связи со спе цификой некоторых типов мантийного петрогенеза, Таковы платиноносные комплексы урало-аляскинского типа.. Ряд особенностей таких массивов не мо жет быть объяснен в рамках существующих генетических представлений о дифференциации пикритовой или базальтовой магмы На петрогеохимических диаграммах главнейшие типы пород обнаруживают признаки дискретности и самостоятельности (автономности), которые проявляются и геологически: вхо дящие в состав массивов породные группы часто формируют самостоятельные интрузивные тела. Кроме того, поздние образования массивов зачастую имеют очень разный состав (от кислого до щелочного), что несовместимо с предполо жением о дифференциации единой исходной магмы. Отсутствует изотопная гомогенность пород массивов. В рамках Sm-Nd и Re-Os систем особое положе ние занимают дуниты. В Rb-Sr признаки негомогенности обнаруживают пирок сениты. Это указывает на сложный ступенчатый процесс формирования зо нальных массивов, начинавшийся на глубине с образования дунитового диапира (один источник), перемещение которого вверх на уровень генерации толеитов приводило к выплавлению основной магмы (другой источник). При ее взаимо действие с дунитами возникали верлиты, оливиновые клинопироксениты, а за тем магнетитовые клинопироксениты и габброиды. При плавлении метасомати зированной мантии (еще источник) могли возникать выплавки щелочного и субщелочного состава, а на уровне т.н. «мантийно-коровой смеси» (еще источ ник) – расплавы среднего и кислого состава, из которых кристаллизовались по роды типа диоритов и гранодиоритов. Многоступенчатый и многоисточнико вый процесс заканчивался связным внедрением интрузий в кору.

Другой тип многостадийности и многоисточниковости обнаруживают разнообразные расслоенные интрузивы. Изучение петрогеохимических особен ностей расслоенности обнаружило факты, не согласующиеся с концепцией только кристаллизационной или магматической кристаллизации в интрузивной камере [Шарков, 1980]. Ей противоречит инверсивный характер многих трен дов составов пород и минералов, указывающий на поступление в камеру до полнительных порций магмы. Подтверждением многостадийной пульсацион ной модели следует считать выявление т. н. «динамических магматических сис тем», представляющих собой сочетание интрузивных камер и соединяющих их проводников. Примером таких систем является массив Войсиз-Бей, Канада, формирование которого включало импульсное поступление вещества «снизу»

через проводники. Существенно, что подобным веществом были и медно никелевые руды. Этот факт еще раз подтверждает соображения о том, что по добные руды не обязательно являются продуктом кристаллизации в камере и могут поступать туда из других частей сложной динамической системы. Так обстояло дело и с богатыми медно-никелевыми рудами Норильского района.

Кроме того, во многих расслоенных интрузиях (Бушвельд, интрузии Тулай Киряка, Пудожгорская), наряду с чисто мантийными образованиями, представ лены в той или иной степени продукты кристаллизации коровых выплавок или магм смешанного мантийно – корового состава (диориты, гранодиориты, гра нофиры идр), полностью конформные общей структуре.

Многостадийными естественно могут быть магматические комплексы, связанные с эволюцией магмы (или магм), выплавленных из одного, но слож ного мантийного источника. Таковы, например, концентрически-кольцевые ин трузии щелочных ультрамафитов с карбонатитами. Их принято рассматривать как результат последовательного внедрения отдельных фактически дискретных порций магмы, или фаз (от ультраосновной до карбонатитовой) из некоего оча га, в котором имела место дифференциация. Однако соображения общего ха рактера и особенности взаимоотношений пород привели автора к выводу о связном характере внедрения интрузивов и их формирования в ходе специфи ческого расслоения в вертикальной магматической колонне [Ланда, 1975]. Мо гут быть рассмотрены два крайних случая подобного внедрения: для массивов с центрипетальной зональностью (карбонатиты в центре планарного сечения массива) и с центрифугальной зональностью (в центре – оливиниты и пироксе ниты). В первом случае зональность появляется вследствие того, что я в отно сительно открытом трубообразном канале движутся две несмешивающиеся магмы – карбонатная и силикатная. На границе жидкостей согласно требовани ям гидромеханики должно выполняться условие:

(а) p=const.

Для движущихся жидкостей по равенству «а» и по уравнению Бернулли:



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 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.