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 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 8 ] --

p+v2/2=const, где p – давление, – плотность жидкости на границе раздела, v – скорость дви жения границы раздела) граница раздела должна представлять близкую к ци линдрической поверхность. В связи же со стремлением к равенству:

1v1=2v2, где -вязкость жидкостей, v-скорость ее движения) жидкость с меньшей вязко стью (карбонатная) должна располагаться в в средней части канала, а жидкость с большей вязкостью (силикатная) по его периферии. Для второго типа масси вов необходимо учитывать, что в общем случае внедрение исходной магмати ческой колонны имело напорный характер, о чем свидетельствует резкое зади рание в контактах вмещающих пород [Ланда,1980]. Соответственно могла воз никнуть ситуация, когда давление в осевой части магматической колонны ока зывалось выше, чем на периферии и величина dT/dP там достигала ликвидусно го уровня. Соответственно в осевой части создавались условия для кристалли зации оливина и образования вязко-плотной области, превращавшейся позднее при удалении из-за разницы давления интерстициальной жидкости на перифе рию в растущее книзу оливинитовое тело. В конечном итоге формировались массивы с центрифугальной зональностью.

Такого рода типично мантийные по своей природе породные комплексы также могут взаимодействовать с корой с образованием гранитоидных выплавок.

Это задокументировано в ультраосновном-щелочно-ультраосновном Гулинском комплексе (В. Сибирь), где недавно выявлены тела гранитов. Об их природе мож но судить, основываясь на данных (табл. 1), из которых следует, что ультрамафи ты и щелочные ультрамафиты, обязаны своим происхождением одному источни ку (мантийному), а граниты – другому, возникшему в коре при внедрении значи тельных масс мантийных расплавов. Особо важно, что еще одна группа пород, также относимая к особой и дискретной фазе (сиениты), характеризуется проме жуточными значениями величины Nd и соответственно представляет собой про дукт анатектического плавления под влиянием флюидов метасоматизированных (фенитизированных) гранитов (или иных коровых пород) c мобилизацией вы плавки. Таким образом, сиениты в Гулинском комплексе не связаны с дифферен циацией единой исходной магмы в глубинном источнике.

Таблица Значения величины Nd пород Гулинского комплекса (Когарко и др., 1999) Nd № п/п Породы Дуниты, косьвиты, мелилитолиты, мельтейгиты, 1 +3.9…+5, якупирангиты, ийолиты, карбонатиты.

1,85… 8, 2 Нефелиновые и кварцевые сиениты 14, 3 Граниты Все многостадийные комплексы отличаются тем, что их становление в земной коре совершалось в геологически краткие временные интервалы, размер ность которых согласно модельным теплофизическим ограничениям (Х. Шимазу, В.Н. Шарапов) не может превышать сотен тысяч – первых миллионов лет. Еще одна особенность рассмотренных интрузий – это сложный многостадийный, но связный характер флюидных, в частности метасоматических процессов.

Литература 1. Когарко Л.Н., Хендерсон М., Фоланд К. Эволюция и изотопные источники Гулинско го ультраосновного щелочного массива (Полярная Сибирь) // Докл РАН. 1999. Т. 364. № 2, с. 235-237.

2. Ланда Э.А. Петрографические типы и вертикальная зональность массивов ультраос новных щелочных пород // Геол. геоф. 1975. № 10, с. 65- 3. Ланда Э.А. О динамических факторах формирования сложных концентрически кольцевых интрузивных комплексов // Физико-химическое моделирование в геохимии и пет рологии. Иркутск, 1980, с. 176-177.

4. Шарков Е.В. Петрология расслоенных интрузий. Л. : Наука, 1980. 183 с.

ФОРМИРОВАНИЕ КОРОНАРНЫХ СТРУКТУР ПО МОДЕЛИ ДИФФУЗИОННОГО БИМЕТАСОМАТОЗА Т.Л. Ларикова, Г.П. Зарайский ИГЕМ РАН, Москва, larik@igem.ru, ИЭМ РАН Коронарные структуры в метабазитах, известные во многих метаморфиче ских комплексах, представляют собой концентрически-зональные структуры с не сколькими слоями на контакте первично-магматического плагиоклаза и оливина или пироксена. Типичная последовательность слоев в коронарной структуре – Ol-Opx-Cpx-Grt-Pl. При исследовании разнообразных корон в породах Беломор ского комплекса, подробно рассмотренных в [Ларикова, 2000, 2001, 2008], были выделены обобщенные типы коронарных структур в оливин-содержащих и без оливиновых коронитах. В них было отмечено принципиальное различие в соста ве и последовательности слоев на границе Ol-Pl и Opx-Pl;

в коронарных структу рах оливин-содержащих метагабброидов никогда не встречаются гранатовые ко роны вокруг ортопироксена (в отличие от безоливиновых пород).

Рис. 1. Коронарная структура в метагаббро Беломорского комплекса.

Вокруг первичного оливина и ортопироксена происходит формирование различных по минеральному составу корон Формирование коронарных структур в раннепротерозойских метагаб броидах Беломорского комплекса (Балтийский щит) происходит на проградном этапе метаморфизма при Т ~ 670 °C, P=7-8 кбар. Далее на ретроградном этапе (Т=680-540 °C, Р=6-5 кбар) корониты амфиболизируются и превращаются в гра натовые амфиболиты. Для сравнения скоростей диффузии и механизма роста ко рон корониты Беломорья были сопоставлены с более глубинными (T=670-690 °C, Р=16-18 кбар) эклогитизированными габброидами комплекса Марун-Кеу (По лярный Урал). Более высокобарические условия метаморфизма отражаются на составе коронарных минералов: гранаты значительно более магнезиальные, клинопироксены имеют состав омфацита, а первично-магматический плагиок лаз замещается агрегатом цоизита, омфацита и корунда или кианита. Однако последовательность и зональность минералов в коронарных структурах анало гична беломорским коронитам.

Экспериментальное моделирование коронарных структур [Ларикова, За райский, 2002, Larikova, Zaraisky, 2005, 2009] на границах Opx-Pl и Ol-Pl, пока зало, что слои в коронах формируются одновременно, из флюидной фазы, обра зующиеся короны зональны, имеют постоянную ширину и резкие границы ме жду зонами. При этом происходит десиликация – вынос Si во флюидную фазу и образование зерен форстерита в коронах по ортопироксену. Эксперименталь ные короны формируются не только на непосредственном контакте оливина (ортопироксена) и плагиоклаза, но и обрастают исходные кристаллы. Экспери мент 4 подтвердил принципиальные различия в коронах по оливину и пироксе ну, выражающиеся как в количестве слоев в коронах, так и в разных минераль ных составах (наборах) минералов:

Ol – En – Gedr – (Phlg1-Al+Ca Hbl) – PlNa;

En – EnAl –Phlg2 – Ca Hbl – PlCa.

Были обнаружены различные тенденции в направленности изменения состава плагиоклаза: плагиоклаз на контакте с короной по оливину становит ся более кислым (62-52), а на контакте с короной по энстатиту – более ос новным (62-71) [Larikova, Zaraisky, 2009].

Для описания диффузионных процессов коронарные структуры были предвтавлены в виде метасоматической колонки по Д.С. Коржинскому. Коро ны формируются по механизму диффузионного биметасоматоза при встреч ной диффузии Са и Al со стороны плагиоклаза, и Mg и Fe – со стороны Ol, Opx, Mt или Cpx с массопереносом через флюидную фазу. При этом, как и в случае классического метасоматоза, резкие фронты зон (слои в коронах) воз никают одновременно, и минеральный состав внутри кайм с течением време ни не должен меняться;

по мере развития процесса, происходит лишь разрас тание зон. Для осуществления диффузии в межгранулярном флюиде необхо димо непрерывное падение величин химических потенциалов диффундирую щих компонентов во всем протяжении реакционной зоны. При этом происхо дит прерывистое изменение минерального и химического состава пород на границах зон.

Зональность слоев ортопироксена, клинопироксена и граната в коронах отражает особенности встречной диффузии компонентов, т.е. градиентов кон центраций (химических потенциалов), а не изменение интенсивных параметров (температуры и давления). Если рассмотреть идеализированный тип коронар ной структуры вокруг оливина OlOpxCpxGrtPl в качестве метасомати ческой колонки, то отсутствие гранатовой, или ортопироксеновой корон, т.е.

согласно Коржинскому, выпадение отдельных зон (кайм) из колонки может происходить, если скорость диффузии одного элемента заметно опережает дру гой, и внешняя граница зоны движется быстрее, чем внутренняя. При этом, чем меньше градиент концентраций, тем быстрее движется зона.

Как было показано ранее [Ларикова, 2008], содержание магния в гранато вых коронах вокруг магнетита и вокруг пироксена одинаково, что указывает на то, что реакции в коронитах были не строго твердофазными, и рост корон про исходил с участием флюидной фазы;

кроме того, реакции, отвечающие за фор мирование коронарных структур вокруг различных первичных минералов, взаимозависимы в составе одной системы (образца).

Количественно оценить различия в градиентах химических потенциалах и описать разнообразные последовательности слоев в коронарных структурах мож но с помощью относительных феноменологических коэффициентов диффузии Онзагера [Fisher, 1973, Joeston, 1977, Nishiyama, 1983, Шеплев и др., 1991 и др.].

Сопоставление коэффициентов диффузии для коронарных структур метагаббро комплекса Марун-Кеу, беломорских коронитов, а также в экспериментальных коронах, показало, что характер диффузионных процессов в коронарных струк турах комплексов, несмотря на различия в Р-Т параметрах метаморфизма, ана логичен.

С точки зрения теории метасоматической зональности в биметасоматиче ских скарнах, в которых обычно зоны сложены одинаковым числом минералов (двумя или одним), число инертных компонентов на границах зон не изменяет ся, и фактором равновесия служат не массы инертных компонентов, а разница их содержаний в соседних зонах.. В колонках с мономинеральными зонами не проявлена дифференциальная подвижность компонентов, а наблюдается до полнительная зональность без изменения числа фаз в соседних зонах, которая бывает согласно В.А. Жарикову, если переход между зонами может быть дос тигнут более чем одной реакцией раствора с породой.

Различия в минеральном составе и последовательности коронарных структур, образованных по первичным ортопироксену и оливину в масштабе одного образца, возможно, обусловлены разными градиентами химических по тенциалов (концентраций) компонентов на контактах этих минералов и плаги оклаза. Большее число корон вокруг оливина можно объяснить более высоким перепадом содержания MgO и SiO2 на границе Ol-Pl, чем в пространстве Opx-Pl.

Поэтому оказывается возможным ступенчатый вынос магния с образованием лишней зоны. При этом подвижность компонентов может различаться в коро нах по Ol и Оpx. Однако, в результате эксперимента, по оливину образуются более глиноземистые минералы, а по энстатиту – более кальциевые, при этом, ни Ol ни Opx не содержат Al, Ca в составе. Аналогично, как было показано ра нее, в природных коронитах гранатовая кайма вокруг клинопироксена часто более Са, чем вокруг ортопироксена. Вероятно, это связано с тем, что градиент химического потенциала Са на контакте Срх и плагиоклаза был меньше, чем между Орх и Pl, а концентрация Са в целом выше. Также в оливин-содержащих друзитах обоих комплексов клинопироксены в коронах по ортопироксену обычно содержат чуть больше Al и Na по сравнению с клинопироксенами по оливину.

Таким образом, формирование всех слоев в неравновесных коронарных структурах происходит одновременно согласно модели диффузионного биме тасоматоза c массопереносом через водный флюид. Различный минеральный состав и последовательность слоев в коронарных структурах, а также их зо нальность определяются главным образом градиентами химических потенциа лов диффундирующих компонентов на границах раздела фаз, а не изменениями интенсивных параметров (Р-Т). Экспериментальное моделирование коронар ных структур подтверждает эту гипотезу. Биметасоматическая диффузионная модель формирования коронарных структур позволяет объяснить: концентри ческое строение кайм с резкими границами между ними, различие минерально го состава корон в одних и тех же массивах метагабброидов при аналогичных Р-Т параметрах метаморфизма, механизм диффузионных процессов в коронах.

Авторы благодарят за финансовую поддержку Грант Президента РФ (МК-6348.2008.5).

Литература 1. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. // Основы метасоматизма и метамагматизма, М. :, Наука, 1993, с. 127-195.

2. Ларикова Т.Л. Формирование друзитовых (коронарных) структур вокруг оливина и ортопироксена при метаморфизме габброидов Северного Беломорья, Карелия. // Петрология, 2000, т. 8, № 4, с. 430-448.

3. Ларикова Т.Л. Формирование коронарных структур при метаморфизме Беломорских габброидов: особенности зональности корон // Вестн. Воронеж. ун-та, Геология, 2001. вып.

11, с. 132-143.

4. Larikova T.L., Zaraiskii G.P. Experimental modeling of corona textures // Geochemistry Int., vol. 40, Suppl. 1, 2002, pp. s61-s68.

5. Larikova T.L., Zaraisky G.P. Experimental corona textures modelling: Differences in co rona-forming reactions in olivine-plagioclase and orthopyroxene-plagioclase interfaces during ec logitisation of gabbros // The 7th International Eclogite Conference (IEC-7): Abstr., Graz, Austria, 2005.

6. Larikova T.L., Zaraiskii G.P. Experimental modeling of corona textures // Journal of Meta morphic Geology, N 27, 2009, pp. 139-151.

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЙ ЭКСПЕРИМЕНТ В ИЗУЧЕНИИ МАГМАТИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ МНОГОКОМПОНЕНТНОЙ МАНТИИ И ПРОИСХОЖДЕНИЯ АЛМАЗА Ю.А. Литвин1, В.Г. Бутвина1, А.В. Бобров2, А.В. Кузюра1, А.В. Спивак1, П.Г. Васильев2, В.Ю. Окоемова ИЭМ РАН, Черноголовка, Московская обл., litvin@iem.ac.ru, 2Геолфак МГУ, Москва Физико-химический эксперимент при высоких давлениях и температурах направлен на изучение равновесных отношений минералов, расплавов и флюи дов в многокомпонентном гетерогенном веществе мантии Земли. Такого рода исследования в теоретическом отношении обеспечиваются методами физиче ской химии многокомпонентных систем. При этом важная роль в изучении маг матической эволюции мантийного вещества принадлежит методу политермиче ских разрезов равновесных диаграмм многокомпонентных систем, поскольку он позволяет представить равновесия минеральных и расплавных фаз систем любой сложности на двухмерных диаграммах и, что особенно важно при обработке экспериментальных результатов, контролировать их соответствие правилу фаз.

Таким образом, в эксперименте становится возможным объективно раскрыть факторы, контролирующие интегрированное поведение многокомпонентного глубинного вещества Земли в зависимости от физических условий. Эффектив ность полученных результатов зависит от того, насколько полно граничные ус ловия мантийных процессов в отношении состава исследуемой петрологической или минералогенетической системы и физических параметров воспроизведены в физико-химическом эксперименте при высоких давлениях и температурах.

Значение такого рода эксперимента для петрологии, геохимии и минера логии мантии раскрывается исследованиями (1) физико-химических факторов, которыми контролируются закономерности магматической эволюции прими тивного мантийного гранатового лерцолита;

(2) факторов, которыми обеспечи вается образование эклогитовых пород в процессах ультрабазит-базитовой эво люции магм, генерированных в перидотитовом веществе;

(3) факторов, которые проявляются в мантийных алмазообразующих расплавах и ответственны за сингенезис алмазов и ростовых включений в них.

1. Возможности магматической эволюции примитивного мантийного пе ридотита в многокомпонентной системе оливин Ol – ортопироксен Opx – кли нопироксен Cpx – гранат Grt c реалистическими содержаниями главных оксид ных компонентов детерминируются ее фазовой диаграммой плавления (рис. 1), которая исследована в физико-химическом эксперименте [1];

главные особен ности ликвидусной структуры системы мантийного гранатового перидотита схематически иллюстрируется модельной диаграммой (рис. 2).

В условиях равновесной кристаллизации возможности магматической эво люции примитивного гранатового лерцолита ограничены фазами и их составами в пределах тетраэдра составов Ol–Opx–Cpx–Grt. Можно видеть, что с повыше нием температуры плавление лерцолита начинается в нонвариантной точке Ol+Opx+Cpx+Grt+L и продолжается вдоль одной из трех моновариантных кри вых (2, 3 или 4 на рис. 2) в зависимости от положения фигуративной точки стар тового состава системы. С понижением температуры фигуративные точки рас плавов поля Ol+L перемещаютсмя на одну из тех же трех моновариантных кри вых вплоть до перитектической точки, в которой «исчезает» Opx;

в дальнейшем контроль кристаллизации расплава осуществляет моновариантная кривая Ol+Cpx+Grt+L вплоть до полного затвердевания системы. Интересно, что в слу чае механизма фракционной кристаллизации моновариантная кривая Ol+Cpx+Grt+L способна вывести остаточные магматические расплавы за преде лы «перидотитового» тетраэдра составов и продолжить контроль их кристалли зации в смежном тетраэдре оливиновых эклогитов. Однако, этот путь дифферен циации ультрабазитовых расплавов мантии в природных условиях, видимо, реа лизуется не часто (оливиновые эклогиты редки).

Рис. 1. Диаграмма ликвидуса модельной системы примитивного мантийного лерцолита в тетраэдре составов Ol–Opx –Cpx–Grt при 4.0 ГПа в проекции на внутреннее тройное сечение Ol60Grt40–Opx60Grt40–Cpx60Grt40 (условия гранат перидотитовой фации): сплошными линиями со стрелками обозначены три главные моновариант ные кривые лерцолитовой системы – Ol+Opx+Grt+L и Opx+Cpx+Grt+L, которые с по нижением температуры соединяются друг с дру гом, а также и с третьей моновариантной кривой Ol+Opx+Cpx+L (см. рис. 2) в нонвариантной пери тектической точке Ol+Opx+Cpx+Grt+L;

из перитек тической точки «выходит» четвертая моновариант ная кривая Ol+Cpx+Grt+L, направленная в сторону смежного тетраэдра оливин-корундовых эклогитов;

пунктирные линии характеризуют границы дивариантного поля ликвидусной кристаллизации граната Grt+L при их проектировании на ту же плоскость. Граничные фазы исследуемой системы имеют следующие составы:

оливин Ol =Mg1.7Fe0.3SiO4, Opx = Mg1.72Fe0.21Ca0.03Na0.02Al0.02Si2O6, Cpx = Ca0.60Mg0.90Fe0.14Na0.18Al0.18Si2O6, Grt = Mg2.20Fe0.50Ca0.30Al2Si3O Рис. 2. Положение главных элементов лик видуса в многокомпонентной системе Ol – Opx – Cpx – Grt при 4.0 ГПа: 1 – нонвариантная перитек тическая точка Ol+Opx+Cpx+Grt+L, а также моно вариантные кривые: 2 – Ol+Opx+Grt+L, 3 – Ol+Opx+Cpx+L, 4 – Opx+Cpx+Grt+L и 5 – Ol+Cpx+Grt+L. Также показано положение в объе ме тетраэдра составов внутреннего плоского сече ния Ol60Grt40 – Opx60Grt40 – Cpx60Grt40, избранного для экспериментального исследования (рис. 1) 2. Наиболее распространены бимине ральные эклогиты, с которыми ассоцииро ваны коэситовые, кианитовые и корундовые их разновидности, и именно это направление ультрабазит-базитовой диффе ренциации мантийных магм представляет наибольший интерес. Тетраэдры со става для данных эклогитов соприкасаются с перидотитовым тетраэдром в плос кости системы Opx–Cpx–Grt. Именно в этой плоскости моновариантная кривая Opx+Cpx+Grt+L, которая соединяет перидотитовую перитектику Ol+Opx+Cpx+Grt+L и эклогитовую эвтектику Coes (коэсит) +Ky (кианит)+ Cpx+ Grt+ L, имеет температурный максимум, что делает невозможным перемещение фигуративной точки состава кристаллизующегося расплава из перидотитового тетраэдра составов в эклогитовый в условиях как равновесной, так и фракцион ной кристаллизации. Эта ситуация получила наименование «эклогитового барье ра», который может быть главным препятствием на пути непрерывной диффе ренциации ультрабазит-базитовых расплавов и в конечном итоге образования эклогитов в процессе магматической эволюции мантийного перидотита.

Между тем, при давлениях выше 4,5 ГПа был обнаружена реакция фор стерита и жадеита с образованием граната, энстатита и Na-Mg-силиката [2].

Этот результат представляет интерес для изучения «реакционной» возможно сти преодоления «эклогитового барьера». Экспериментальные исследования ликвидусных отношений упрощенной системы Fo (форстерит) – Di (диопсид) – Jd (жадеит) при 7 ГПа [3] позволили установить появление реакционной нонва риантной точки Fo+Cpx+Grt+L в области относительно невысоких содержаний жадеитового компонента в данной системе (рис. 3).

С повышением содержания жадеитового компонента в расплаве форсте рит «исчезает», и вместо него образуется гранат, что в результате ведет к фор мированию омфацит-гранатовой эклогитовой ассоциации. Это свидетельствует о том, что обнаружен новый физико-химический механизм преодоления «экло гитового барьера», и исследование этого механизма в системах с реалистиче скими многокомпонентными составами становится актуальным и, вероятно, приведет к решению проблемы «эклогитового барьера», т.е. однозначно будет установлен физико-химический механизм образования эклогитов из перидоти тового вещества в мантийных условиях.

Рис. 3. На развертке тетраэдра составов сис темы Fo–Di–Jd–Prp изображена поверхность ликви дуса тройной граничной системы Fo–Di–Jd: c пони жением температуры моновариантные кривые Fo+Cpx+L и Fo+Grt+L соединяются друг с другом в нонвариантной перитектической точке Fo+Cpx+Grt+L, в которой «исчезает» Ol;

в дальней шем контроль кристаллизации расплава осуществ ляет моновариантная кривая Cpx+Grt+L вплоть до полного затвердевания системы. Пунктир – положе ние политермических сечений системы при ее экс периментальном исследовании, нанесены также экс периментальные точки 3). Минералогические исследования сингенетических включений в алма зах показали, что они представляют собой захваченные растущими алмазами in situ фрагменты материнских сред с составами многокомпонентной гетероген ной системы MgO – CaO – FeO (Fe, Fe2O3) – MnO – NiO (Ni) – Na2O – K2O – Al2O3 – Cr2O3 (Cr)– TiO2 – ZrO2 – SiO2 – P2O5 – CuS (Cu2S) – FeS (FeS2) – NiS – KCl – NaCl – SiC – CO2 (СO, СН4) – H2O – C. Но в минералогических данных отсутствует критерий эффективности алмазообразования того или иного веще ства гетерогенной материнской среды. Тестовый эксперимент на основе крите рия нуклеации алмазной фазы также не приводит к решению задачи о химиче ском составе ростовой среды для основной массы мантийных алмазов, так как давление ведет к росту растворимости углерода в расплавах включенных в алмаз фаз (силикатов, карбонатов, сульфидов, хлоридов, сильно сжатых флюидов и т.д.) и в итоге – к нуклеации и росту алмаза не в одной, а во множестве химически различных сред. В настоящее время экспериментальный критерий сингенезиса алмаза и включений в нем [Литвин, 2007;

Litvin, 2007] приобрел главное значе ние в изучении петрологических и минералогических деталей генезиса алмаза.

В соответствии с этим, физико-химический эксперимент нацелен на исследова ние фазовых диаграмм «сингенезиса», раскрывающих поведение природных ростовых расплавов в условиях алмазообразования.

Рис. 4. Диаграмма сингенезиса алмаза и минералов-включений в многокомпонентной системе эклогит-карбонатит-сульфид-алмаз при 7 ГПа (штрих-пунктиром изображен разрыв диаграммы в области высоких температур) Сплошные линии – фазовые отношения подсистемы эклогит–(K–Mg–Ca)–карбонатит–алмаз:

поле диаграммы разделено кривой растворимости алмаза (около 20-22 мас. % углерода) в полностью смесимых карбонат-силикатных расплавах, слева от которой – фазовые поля с уча стием ненасыщенных углеродом карбонатно-силикатных расплавов (образование алмаза невоз можно), справа – с насыщенными углеродом расплавами (область алмазообразования.

В проекции пунктирными линиями – фазовые отношения подсистемы пирротин-пентландит халькопиритовый сульфид – алмаз: сульфидные расплавы полностью несмесимы с карбонат силикатными, кривая растворимости алмаза в сульфидных расплавах (около 30-32 мас. % угле рода). Области алмазообразования в насыщенных углеродом карбонат-силикатных расплавах частично перекрываются с областью ненасыщенных углеродом сульфидных расплавов Такого рода физико-химические исследования должны доказать способ ность природной ростовой среды не только к массовой спонтанной кристаллиза ция алмаза, но и сопровождающему формированию всей совокупности сингене тических включений минералов, расплавов и флюидов в природных алмазах.

На рис. 4 представлена фазовая диаграмма сингенезиса, определенная в физико-химическом эксперименте и характеризующая условия совместной кристаллизации алмаза и минеральных фаз, захватываемых алмазом в виде первичных ростовых включений в многокомпонентной гетерогенной системе эклогит-карбонатит-сульфид-алмаз при 7 ГПа. Растворимость алмаза в карбо нат-силикатных расплавах ниже, чем в сульфидных, что дает первым преиму щество в отношении алмазообразования.

Массивы минералогической и физико-химической экспериментальной информации позволяют обосновать в качестве природных ростовых сред для основной массы мантийных алмазов и включений в них карбонат-силикат углеродные (карбонатитовые) расплавы с сильно изменчивыми составами.

В таких расплавах наряду с главными полностью смесимыми карбонатными и силикатными (минералов перидотитового и эклогитового парагенезисов) ком понентами содержатся как примесные растворимые компоненты (оксиды, фос фаты, хлориды, соединения С – О– H – N-флюидной системы, др.), так и примес ные полностью несмесимые и нерастворимые твердые и расплавные фазы (сульфиды, металлы).

Работа поддержана грантами Президента РФ №НШ5367.2008.5 и РФФИ № 08-05-00110.

Литература 1. Литвин Ю.А. Физико-химические исследования плавления глубинного вещества Зем ли. Москва, «Наука», 1991. 312 с.

2. Gasparik T., Litvin Yu.A. Stability of Na2Mg2Si2O7 and melting relations on the forsterite jadeite join at pressures up to 22 GPa // Eur. J. Min., 1997, 9, p. 311-326.

3. Butvina V.G., Litvin Yu.A. Phase relations in the forsterite-diopside-jadeite system // Geo physical Research Abstracts, v. 11, EGU2009-0, 2009 (EGU General Assembly 2009).

4. Литвин Ю.А. Эксперимент в решении проблемы генезиса алмаза. ЗРМО, 2007, 136, № 7, с. 138-158.

5. Litvin Yu.A. High-pressure mineralogy of diamond genesis // In: Advances in High Pressure Mineralogy (Ohtani, E., ed.). Geological Society of America Special Paper, 2007, 421, p. 83-103.

КОЛЛИЗИОННЫЙ МЕТАМОРФИЗМ ДОКЕМБРИЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЗААНГАРЬЯ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА И.И. Лиханов, В.В. Ревердатто, О.П. Полянский, П.С. Козлов, Н.В. Попов, А.Е. Вершинин Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, likh@uiggm.nsc.ru Краевые части кратонов хранят в себе ценную информацию об особенно стях эволюции литосферы: о росте континентальной коры, распаде континентов, раскрытии океанов и о многих других геодинамических событиях. Этим объясня ется повышенный интерес к проблемам реконструкции процессов формирования аккреционно-коллизионных структур континентов и тектонической эволюции по кровно-складчатых поясов на границе кратонов. Юго-западное обрамление Си бирского кратона включает в себя гетерогенные блоки Енисейского кряжа, яв ляющегося одним из наиболее интересных в геодинамическом аспекте регионов Сибири. В отличие от многих других регионов Сибири, здесь представлен наибо лее полный и представительный разрез докембрия от палеопротерозоя до венда включительно. Тесное пространственное совмещение разнообразных магматиче ских и метаморфических комплексов свидетельствует о весьма сложной тектони ческой эволюции региона. В частности, важнейшей особенностью метаморфиче ских комплексов Енисейского кряжа является неоднородность метаморфизма по режиму давления, выраженная в проявлении регионального метаморфизма двух фациальных серий: андалузит-силлиманитовой (низких давлений) и кианит силлиманитовой (умеренных давлений). Метаморфизм умеренных давлений сле дует за метаморфизмом низких давлений и проявляется локально вблизи надви гов, в результате чего происходит прогрессивное замещение андалузита кианитом и образование новых минеральных ассоциаций и деформационных структур [Likhanov et al., 2004]. Это представляет значительный петрологический интерес, так как известно, что среди прогрессивных минеральных реакций между поли морфными модификациями Al2SiO5 наиболее обычны замещения андалузита или кианита силлиманитом, характерные для зональных метаморфических комплек сов низких и умеренных давлений. Наблюдаемые в Енисейском кряже замещения андалузита кианитом на прогрессивном этапе метаморфизма являются редкостью, поскольку стационарная континентальная геотерма обычно не пересекает линию равновесия андалузит-кианит. В литературе известно только несколько примеров (Северо-Западные Кордильеры, США и Канада;

нагорье Далредиан, Шотландия;

Центральные и Северо-Западные Аппалачи, США;

Кольский полуостров и Ени сейский кряж), где прогрессивные преобразования андалузита в кианит объясня лись увеличением давления в результате (1) надвигов (thrust loading) или (2) маг матической “нагрузки” (magma loading), т.е. ростом литостатического давления под действием интрузивного тела. Конфигурации Р-Т трендов позволяют отли чать первые геодинамические обстановки от вторых. В этом контексте нами были изучены четыре докембрийских метаморфических комплекса железисто глиноземистых метапелитов, расположенные вблизи отдельных региональных Рис. 1. Схематическая тектоническая карта Енисейского кряжа и местоположение участков с проявлением метаморфизма кианит-силлиманитового типа 1 – чехол;

2 – молассы;

3 – преимущественно карбонатные отложения;

4 – офиолитовые и островодужные комплексы Приенисейского пояса;

5 – гранитоиды;

6 – офиолиты Рыбинско Панимбинского пояса;

7 – метаморфические комплексы от зеленосланцевой до амфиболито вой фации;

8 – раннедокембрийские гранулит-амфиболитовые комплексы;

9 – региональные разломы (a) и геологические границы (б). Буквы в кружках – главные надвиги: И – Ишим бинский, Т – Татарский, П – Приенисейский, А – Анкиновский. Под названиями участков приведены Р-Т параметры кианит-силлиманитового типа метаморфизма разломов в заангарской части Енисейского кряжа, для выяснения характерных особенностей их метаморфической эволюции и обоснования специфики гео динамических процессов в регионе. В результате геолого-петрологических ис следований с применением геотермобарометри и Р-Т трендов было установ лено, что неопротерозойский (~850 млн лет) [Лиханов и др., 2007] кианит силлиманитовый метаморфизм умеренных давлений накладывался на региональ но-метаморфические андалузитсодержащие породы низких давлений среднери фейского (~1100 млн лет) [Ножкин и др., 1999] возраста. Метапелиты умеренных давлений кианит-силлиманитового типа являются индикаторами повышенных давлений в осевой части региона. Выявлена прямая корреляция между возрастом пород и величинами Р-Т параметров метаморфизма кианит-силлиманитового ти па, что свидетельствует о его региональной структурно-тектонической неодно родности [Лиханов и др., 2008].

Рис. 2. P-T условия и тренды метаморфизма для метапелитов района горы Гаревский Полкан в сравнении с Р-Т эволюцией коллизионного метаморфизма в других регионах с надвиговой тектоникой Для каждого образца показаны средние значения P-T параметров (крестом) и их разброс, по лученные по разным геотермобарометрам без учета их погрешности. Направления P-T трен дов, построенных по зональным метаморфическим минералам показаны тонкими черными стрелками от центра зерен граната к краю. Арабские цифры на P-T траекториях, обозначенных толстыми темно-серыми стрелками, соответствуют изученным регионам Енисейского кряжа:

1 – Ангарский участок, 2 – Маяконский участок, 3 – Чапcкий участок, 4 – Гаревский участок.

Римские цифры на Р-Т траекториях, обозначенных светло-серыми стрелками, соответствуют другим метаморфическим комплексам с установленными проявлениями непосредственного за мещения андалузита кианитом: I – Беллоу Фоллз, Аппалачи, США, II – Маскома-Орфордвиль, Аппалачи, США, III – Насон, Кордильеры, Канада, IV – плато Пидмонт, США В последовательности этих пород наиболее высокобарические и высокотемпера турные метапелиты Чапского (Р = 5.8-8.4 кбар, Т = 630-710°С) и Гаревского (Р = 5.0-7.3 кбар, Т = 585-645°С) участков встречаются на севере региона и приуроче ны к более древним нижнепротерозойским толщам свиты хребта Карпинского.

По сравнению с ними метапелиты Маяконкого участка, залегающие южнее среди более молодых среднерифейских пород кординской свиты, отличаются несколько пониженными значениями Р-Т параметров (Р = 4,5-6.7 кбар, Т = 560-600 °С). Самые низкобарические и низкотемпературные метапелиты (Р = 4.1-5.6 кбар, Т = 530 560 °C) обнаружены на юге заангарской части кряжа в наиболее молодых верх нерифейских отложениях свиты Сухого хребта (Ангарский участок). Среди об щих особенностей кианит-силлиманитового метаморфизма выделяются следую щие: (1) развитие деформационных текстур / структур и кианитсодержащих бла стокатакластитов /бластомилонитов с силлиманитом, гранатом и ставролитом по андалузитсодержащим породам регионального метаморфизма;

(2) незначительная видимая мощность зонального метаморфизма умеренных давлений (от 2,5 до км), локализованного вблизи надвигов;

(3) низкий геотермический градиент при метаморфизме (от 1-7 до 12°С/км);

(4) постепенное повышение общего давления метаморфизма при приближении к надвигам [Likhanov and Reverdatto, 2008]. Эти особенности являются характерными признаками коллизионного метаморфизма при надвигах континентальных блоков и свидетельствуют о почти изотермиче ском погружении толщ пород. Обоснование этого процесса осуществлено в рам ках модели тектонического утолщения земной коры в результате быстрого надви га с последующим быстрым подъемом и эрозией [Likhanov et al., 2004]. Надвига ние блоков пород осуществлялось со стороны Сибирского кратона в зонах регио нальных разломов (Ангарский, Маяконский и Чапский участки) или в результате встречных движений в зоне оперяющих разломов более высокого порядка (Гарев ский участок).

Литература 1. Лиханов И.И., Козлов П.С., Полянский О.П., Попов Н.В., Ревердатто В.В., Травин А.В., Вершинин А.Е. Неопротерозойский возраст коллизионного метаморфизма в Заангарье Енисей ского кряжа (по 40Ar-39Ar данным) // ДАН, 2007, т. 412, № 6, с. 799-803.

2. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Попов Н.В. Коллизионный метаморфизм докембрийских комплексов в заангарской части Енисейского кряжа // Петрология, 2008, т.

16, № 2, c. 148-173.

3. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Бибикова Е.В., Терлеев А.А., Хоментовский В.В. Рифей ские гранит-гнейсовые купола Енисейского кряжа: геологическое строение и U-Pb изотоп ный возраст // Геология и геофизика, 1999, т. 40, № 9, с. 1305-1313.

4. Likhanov I.I., Polyansky O.P., Reverdatto V.V., Memmi I. Evidence from Fe- and Al-rich metapelites for thrust loading in the Transangarian Region of the Yenisey Ridge, eastern Siberia // Journal of Metamorphic Geology, 2004, v. 22, № 8, p. 743-762.

5. Likhanov I.I., Reverdatto V.V. Precambrian Fe- and Al-rich pelites from the Yenisey Ridge, Siberia: geochemical signatures for protolith origin and evolution during metamorphism // Interna tional Geology Review, 2008, v. 50, № 7, p. 597-623.

ФЛЮИДНАЯ ЭКСТРАКЦИЯ НЕКОТОРЫХ РУДНЫХ (ZN, PB) И РЕДКИХ (РЗЭ) ЭЛЕМЕТОВ В ПРОЦЕССЕ ДЕГАЗАЦИИ ГРАНИТНЫХ МАГМ О.А. Луканин, В.Ф. Дернов-Пегарев ГЕОХИ РАН, г. Москва, lukanin@geokhi.ru Введение. Степень извлечения Zn, Pb, РЗЭ как и ряда других рудных и редких элементов флюидами, образующимися при дегазации гранитных магм, в значительной степени зависит от поведения хлора, с которым эти элементы об разуют в водных флюидах устойчивые комплексы. В данном сообщении пред ставлены результаты численного моделирования поведения Zn, Pb и РЗЭ при дегазации Н2О – Cl-содержащих гранитных магм, которые позволяют количест венно оценить возможные масштабы выноса этих элементов флюидами в зави симости от давления дегазации, степени кристаллизации, концентрации хлора в исходном расплаве, а также динамики удаления флюидной фазы из системы.

Используемая для расчетов компьютерная модель основана на обобщении имеющихся экспериментальных данных по коэффициентам распределения Cl, Zn, Pb и РЗЭ между водной флюидной фазой и расплавом в широком диапа зоне Т-Р-Х условий. Она позволяет проводить численное моделирование про цессов дегазации гранитных расплавов при Т = 800±50 °С в интервале 0.3-4 кбар как в закрытых условиях, когда флюидная фаза остается в системе, так и в от крытых условиях, когда образующаяся флюидная фаза удаляется из системы [Луканин, Дернов-Пегарев, 2003, 2007;

Луканин, 2008].

Экстракция Zn и Pb. Изменение состава флюидной фазы в ходе деком прессионной дегазации при подъеме магмы к поверхности (Т const) независимо от глубины начала дегазации демонстрирует одну общую тенденцию. Первые самые глубинные порции образующегося флюида обогащены хлором, а также Zn и Pb. Например, для расплавов с исходными содержаниями 0.2 мас. % Cl, 5.5-7. мас. % Н2О и 100 ppm Zn и Pb, дегазация которых начинается при 2-3 кбар, кон центрации Cl в первых порциях флюида достигают 4-6 ppm, а Zn и Pb соответст венно 1200-1400 и 400-600 ppm (рис. 1). С понижением давления концентрации Cl и металлов во флюиде уменьшаются, особенно резко в том случае, если дега зация протекает в открытых условиях с удалением флюида из системы. На пер вых глубинных этапах декомпрессионной дегазации в открытых условиях из расплава извлекается наибольшее количество рудных элементов. Для случая, по казанного на рис. 1, когда дегазация начинается при 3 кбар, количество Zn, экст рагируемого флюидом из расплава в открытых условиях при снижении Р от 3 до 2.5 кбар, составляет ~ 45 % от всей массы Zn, которая извлекается флюидной фа зой из расплава при его подъеме в интервале Р от 3 до 0.5 кбар. Доля извлечения Pb на первых этапах дегазации в открытых условиях в интервале 3-2.5 кбар еще выше и достигает ~ 70 %. Для исходных расплавов, имеющих одинаковые кон центрации Н2О, а также Zn и Pb, степень извлечения этих металлов флюидами при декомпрессии тем выше, чем выше в исходном расплаве концентрация Cl.

(б) (а) (в) (г) Рис. 1. Поведение Zn и Pb при декомпрессионной дегазации гранитного расплава, содержащего 7.6 мас. % Н2О, 0.2 мас. % Cl, 100 ppm Zn и Pb а, б – изменение концентрации Zn (а) и Pb (б) во флюиде и расплаве;

в, г – степень извлече ния Zn (в) и Pb (г) из исходного расплава Характер изменения концентраций Cl, Zn и Pb во флюиде в ходе кристал лизационной дегазации (P const) существенно зависит от давления, при кото ром идет кристаллизация, валового коэффициента распределения металла меж ду кристаллами и расплавом D(Me)s/m, степени открытости системы. Дегазация насыщенного флюидом расплава в процессе кристаллизации на относительно больших глубинах (Р 1.5-2 кбар ) сопровождается снижением концентраций Cl, Zn и Pb во флюиде, особенно резким в открытых условиях. При этом, чем выше D(Me)s/m, тем быстрей уменьшается концентрация рудных элементов во флюиде. Как и в случае декомпрессионной дегазации, большая часть рудного компонента в процессе кристаллизационной дегазации извлекается на первых ее этапах. На рис. 2 показан случай дегазации при 2 кбар расплава с исходными концентрациями 0.2 мас.% Cl, 5.7 мас.% Н2О и 100 ppm рудного элемента. В открытых условиях вместе с флюидной фазой, выделяющейся из магмы при образовании первых 20 % кристаллов, выносится ~ 50 % Zn и более 75 % Pb от суммарного количества металла, которое флюид способен извлечь при практи чески полной раскристаллизации исходного расплава (90%).

Если кристаллизационная дегазация насыщенных флюидом расплавов происходит на относительно малых глубинах при Р 1 кбар, характер поведе ния рудных компонентов в процессе дегазации по сравнению с высокими дав лениями существенно меняется. Концентрации Cl, а также Zn и Pb во флюиде в ходе кристаллизации увеличиваются как в закрытых, так и в открытых усло виях. В связи с этим и степень извлечения рудных элементов возрастает с каж дой последующей порцией флюида, отделяющейся от магмы. Повышение кон центрации Cl во флюиде может привести на определенной стадии кристаллиза ции к образованию гетерогенного флюида, состоящего из водной фазы (aq) и хлоридной жидкости (lq). Коэффициенты распределения Zn, Pb между lq и си ликатным расплавом почти на порядок выше, чем коэффициенты распределе ния этих элементов между aq, равновесным с lq, и расплавом. Поэтому при де газации в условиях открытой системы с появлением lq концентрация этих эле ментов в общей флюидной фазе (aq+lq) существенно увеличивается и, соответ ственно, резко возрастает степень их экстракции из расплава.

(б) (а) (г) (в) Рис. 2. Поведение Zn и Pb в процессе кристаллизационной дегазации гранитного расплава при постоянном давлении 2 кбар. Исходный расплав содержит 5.7 мас. % Н2О, 0.2 мас. % Cl, 100 ppm Zn и Pb а, б – изменение содержания Zn (а) и Pb (б) во флюиде и расплаве;

в, г – степень извлечения Zn (в) и Pb (г) из исходного расплава. (Коэффициенты распределения Zn и Pb кристал лы/расплав в ходе кристаллизации постоянны: D(Zn)s/m = 0.4, D(Pb)s/m = 1.2) Экстракция РЗЭ. В процессе декомпрессионной дегазации по мере сни жения давления общее содержание РЗЭ во флюиде уменьшается. При этом спектр РЗЭ в первых обогащенных хлором порциях флюида, образующегося при высоких давлениях ( 2 кбар), мало отличается от спектра РЗЭ в исходном расплаве, демонстрируя лишь небольшой минимум Eu и общую тенденцию к понижению концентрации РЗЭ с большим порядковым номером. В ходе де компрессии, начиная с некоторого давления, в спектре РЗЭ флюидной фазы по сравнению с расплавом появляется и становится все более ярко выраженным концентрационный максимум Eu. Давление, при котором он возникает, и его величина зависят от исходных содержаний Cl и H2O в расплаве, его окисли тельно-восстановительного состояния, а также степени открытости системы.

Поскольку величины коэффициентов распределения РЗЭ флюид/расплав отно сительно малы и практически во всем интервале дегазации значительно меньше 1, то общее количество РЗЭ, извлекаемое флюидной фазой из расплава, на раз ных этапах дегазации, особенно в закрытой системе, весьма невелико. Таким образом, на содержание и спектр РЗЭ в гранитном расплаве процесс деком прессионной дегазации существенного влияния не оказывает.

Заключение. Численное моделирование влияния различных физико химических факторов на возможные масштабы выноса Zn, Pb флюидной фазой позволяют выделить две наиболее благоприятные обстановки для формирова ния магматических флюидов с высокими концентрациями Cl, а также Zn и Pb, которые способны извлекать из гранитных магм значительные количества ме таллов. Это, во-первых, начальные этапы дегазации насыщенных флюидом магм на больших глубинах (P 2-3 кбар), вызванной снижением давления или кристаллизацией, и, во-вторых, кристаллизация магм в приповерхностных маг матических камерах (Р1-1,5 кбар), которая может сопровождаться образовани ем в процессе дегазации высоко-хлоридных солевых жидкостей. Количество выносимых рудных элементов существенным образом зависит от концентрации летучих компонентов в исходном расплаве (для Zn и Pb в первую очередь от концентрации Cl), а также от эффективности механизма сепарации и удаления флюидной фазы из магматической системы на разных этапах ее дегазации.

Процессы декомпрессионной дегазации не оказывают заметного влияния на содержание и спектр РЗЭ в расплаве. Вместе с тем спектр РЗЭ флюидной фазы, выделяющейся из магмы, может существенно отличаться от спектра РЗЭ магматического расплава, в первую очередь наличием в нем концентрационно го европиевого максимума.

Исследования проведены при поддержке РФФИ (08-05-00022) и ОНЗ РАН (2, 2009).

Литература 1. Луканин О.А. Распределение цинка между флюидом, расплавом и кристаллическими фа зами в процессе дегазации гранитных магм, содержащих воду и хлор // Экспериментальные ис следования эндогенных процессов. Черноголовка, 2008. С. 110-123.

2. Луканин О.А., Дернов-Пегарев В.Ф. Баланс хлора и некоторых рудных элементов (Zn, Pb) между флюидной фазой и расплавом при дегазации гранитных магм // Вестник Отделения наук о Земле РАН. 2003. № 1 (23). URL: http:// www.scgis.ru/russian/cp1251/h_dgggms/1-2003/informbull-1_2003/magm-33.pdf.

3. Луканин О.А., Дернов-Пегарев В.Ф. Перераспределение европия и других редкозе мельных элементов между расплавом и водно-хлоридным флюидом при декомпрессионной дегазации гранитных магм. // Вестник Отделения наук о Земле РАН. 2007. № 1 (25). URL:

http://www.scgis.ru/russian/cp1251/h_dgggms/1-2007/informbul-1_2007/term-30.pdf ДИНАМИКА ФЛЮИДНОГО РЕЖИМА СКАРНОВО-РУДНЫХ СИСТЕМ В ОБЛАСТЯХ РАССЕЯННОГО СПРЕДИНГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ М.П. Мазуров, В.Г. Быкова, К.Г. Моргунов ИГМ СО РАН, г. Новосибирск, mik@uiggm.nsc.ru Формирование пермо-триасовых траппов среди отложений платформен ного чехла Сибирской платформы (СП) сопровождалось проявлением крупно объемных эндогенных рудообразующих систем. В областях рассеянного спре динга были образованы скарновые месторождения черных, цветных и благо родных металлов, неметаллического сырья, которые отличаются от скарновых месторождений в других геодинамических обстановках спецификой магматиз ма, формационной неоднородностью вмещающих и метасоматических пород, динамикой флюидного режима. Крупномасштабное картирование рудоносных вулканотектонических построек, выяснение структурно-литологического кон троля размещения рудных залежей, вариаций минеральных ассоциаций, тек стур, структур руд, скарнов и других околорудных метасоматических пород по зволило вскрыть основные факторы, определяющие появление, развитие и флюидный режим рудообразующих систем. Рудный потенциал эндогенных флюидных систем, связанных с траппами СП, определялся различиями составов первичных базитовых выплавок из разноглубинных очагов, фазовым разделением компонентов при фракционировании магм в промежуточных очагах и процессами контаминирования мантийных жидкостей материалом кристаллического фунда мента и платформенного чехла. В областях рассеянного спрединга западных и южных частей СП трапповый комплекс образует эшелонированную систему про межуточных магматических камер. В магмопроводниках и промежуточных маг матических камерах взаимодействие магмы с химически активными карбонатно соленосными отложениями чехла приводило к появлению контаминированных разностей долеритов. От обычных толеитов они отличаются повышенным содер жанием щелочей, меньшим количеством кремния, железа и фосфора, имеют вы сокие торий-урановые и лантан-самариевые отнощения, аномальные содержания бария, стронция и других некогерентных элементов. Обменные процессы в кон тактах импульсно поступавших магматических масс вызывали появление новых порций высокотемпературных флюидов, многоэтапное и многостадийное форми рование скарнов и руд в сопряженных участках.

Контактово-метасоматическое минералообразование в магматическую стадию представляло собой процесс взаимодействия магматогенных флюидов с карбонатно-соленосными отложениями и заключенными в их поровом про странстве захороненными растворами, рассолами и нефтесодержащими флюидами. Образованные при этом магнезиальные скарны и магнетитовые руды образуют конформные и секущие залежи в окрестностях лакколита до леритов. Физико-химические параметры этой стадии оценены на основе ана лиза минеральных парагенезисов и экспериментальных данных. Реконструк ция динамики минералообразования и флюидного режима осуществлялась численным моделированием с помощью программного комплекса “Селектор” [Карпов, Чудненко и др., 2004]. Моделирование проводилось по схеме много резервуарной динамической модели проточного реактора с учетом фактора времени, который задавался 50-ю шагами. Выбранная нами схема расчета предполагала рассмотрение поступающей из внешнего резервуара газовой смеси, проходящей через ячейку, отвечающую по составу долериту, и далее в две последовательные цепочки проточных реакторов, первая из которых отве чала по составу смеси магнезиальных (2-12 резервуары), а вторая карбонатных соленосных отложений (13-22 резервуары) и галита. В каждой ячейке задава лась различная температура в интервале 1040-410 С с шагом 30 С по мере ее понижения от источника, из которого поступал высокотемпературный флюид при постоянном давлении 1 Кбар. В выполненных нами первых расчетных схемах рассматриваемая система Si-Na-S-Ti-K-Fe-Cl-Al-Mg-Mn-Ca-F-N-C-O-H включала около 30 твердых фаз. Магматический газовый флюид в источнике принимался постоянным, состав которого определялся следующими вещест вами (моль): 1 CO2, 0.1 CO, 1 CH4, 0.01 N2, 0.1 Н2О, 0.1 H2S, 0.01 HCl, 0.01 HF.

Состав долерита (мас.%) 47.2 SiO2, 2.25 TiO2, 12.74 Al2O3, 4.07 Fe2O3, 11. FeO, 0.24 MnO, 5.47 MgO, 10.75 CaO, 3.4 Na2O, 0.71 K2O, 0.22 P2O5, 0.03 BaO.

Состав карбонатно-магнезиальных соленосных отложений задавался разными смесями доломита, кальцита и галита. Минералообразующий раствор в интер вале температур 370-100 С при постоянном давлении 1 Кбар рассмотрен как конденсат газового флюида, прошедшего через цепочку реакторов карбонат но-соленосного состава. Состав его при соотношении вода/порода, равным 0.1, следующий (моль): 1.39482 CO2, 0.00052 CO, 0.08668 CH4, 0.00617 N2, 0. H2S, 0.00004 Si, 0.0000044 Al, 0.00162 Fe, 0.19955 Mg, 0.0000014 Ti, 0. Ca, 0.08661 Na, 0.00141 K.

Пример результатов расчетов приведен на рисунке. Физико-химическое моделирование в указанном диапазоне температур при постоянном давлении показало, что главными факторами минеральных равновесий являются состав долерита и состав газов высокотемпературного флюида. По результатам моде лирования обособляются виртуальные минеральные ассоциации, отвечающие парагенезисам безводных магнезиальных скарнов, гидратированных магнези альных скарнов и сложных оксидов, входящих в состав рудных минералов.

Температурные ступени в целом соответствуют известным оценкам по экспе риментальным данным и природным наблюдениям [Мазуров и др., 2007]. Ре зультаты расчетов показали последовательную смену титаносодержащих мине ралов (ильменита, гейкилита, титанита и рутила), вариации минералов группы шпинели в интервале температур 1000-700 С, входящих в состав твердых рас творов. Кроме этого, установлена температура образования флогопита (710 С), уточнено место монтичеллита (Т=950-830 С) в парагенезисах магнезиальных скарнов и их другие особенности.


Результаты моделирования отражают условия формирования минеральных парагенетических ассоциаций магнезиальных скарнов и магнетитового орудене ния магматической стадии, обычно не имеющего промышленного значения.

Рис. Распределение минеральных фаз по резервуарам при взаимодействии долерита с карбонатно-соленосной толщей при участии существенного безводного флюида Они показывают, что обычные толеитовые базальты при кристаллизации выделяют флюидную фазу, состав которой отвечает диапазону варьирования C/H 0.1 и [Sharapov, Mazurov, 2006], а весовая доля флюида не превышала 1.5-2.0 %. Ру дообразующий процесс нами связывается с метамагматическими преобразова нии долеритов при внедрении в слоистую карбонатно-соленосную толщу чехла.

Наиболее контрастно вещественное доказательство этого представлено в кон тактах выклинивающихся тел и апофиз долеритов в окрестностях промежуточ ной магматической камеры на глубоких горизонтах Коршуновского месторож дения. Осуществлявшееся здесь внедрение магматических масс сопровожда лось глобулированием расплава, фрагментацией и смешением его с соленосны ми породами, которые подвергались растворению и плавлению. Образованный при этом солевой раствор-расплав, насыщенный восстановленными газами, служил главным агентом контактово-метасоматических процессов. Его общая со леность составляла не менее 60 %. В галите контактово-метаморфизованных со лей, превращенных в галитит (аналог кальцифира из контактов с доломитами) со держатся включения безводных солевых фаз (CaCl2 KCl, CaCl2, nMgCl2·mCaCl2) и газов, среди которых определяются CO2, H2S, N2, CH4 и др. Состав включений в форстерите – самом высокотемпературном минерале магнезиальных скарнов – корреспондируется с составом включений в галитах из галититов и в целом подтверждает вычисленные оценки состава рудообразующих флюидов магма тической стадии. Флюиды послерудных стадий – гидротермальные растворы низкой солености.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, грант № 09-05 00602.

Литература 1. Карпов И.К., Чудненко К.В., Бычинский В.А. СЕЛЕКТОР (программное средство рас чета химических равновесий минимизацией термодинамических потенциалов). Иркутск, ИГХ СО РАН, 1994, 123 с.

2. Мазуров М.П., Гришина С.Н., Истомин В.Е., Титов А.Т. Метасоматизм и рудообразо вание в контактах долеритов с соленосными отложениями чехла юга Сибирской платформы // Геология рудных месторождений, 2007, т. 49, № 4, с. 306-320.

3. Sharapov V.N., Mazurov M.P. Physicochemical peculiarities of magma fluids responsible for intra-chamber and exocontact deposition of the Siberian traps / Understanding of genesis of ore deposits to meet the demands of the 21th century. 12th quadrennial IAGOD symposium, Moscow, August 21-24, 2006, 259.pdf, (CD-ROM).

О МЕХАНИЗМЕ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ. ОБ ОСОБЕННОСТЯХ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ТЕРМОБАРОГЕОХИМИЧЕСКИХ МЕТОДОВ В ПЕТРОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЯХ В.П. Макаров РГГРУ, Москва, litolog@msgpa.ru Применение методов термобарогеохимии направлено на выяснение тер мобарических условий формирования минералов. Среди широкого круга мето дов решения этих задач основными являются несколько методов, сконцентри рованных в группы:

1. Физические методы (ФМ) – анализ газово-жидких (далее ГЖВ) и рас плавных (РВ) включений;

2. Термодинамические методы (ТДМ) – изотопные и геохимические геобаротермометры, основанные на анализе распределений эле ментов или их изотопов между минералами и сосуществующими средами.

Из названных методов только ФМ дают результаты, близкие реальным параметрам минералообразования, и поэтому только они могут служить этало нами для исследований, использующих Р–Т-параметры сред минералообразо вания. Применение ФМ позволило получить новую информацию о температуре выделения минералов.

Ниже дан краткий анализ способов определения Т образования минера лов (Тобр).

А. Изотопные геотермометры (ИГТ). Теория метода описана в многочис ленных работах, прежде всего J. Bigeleisen, Y. Bottinga и т.д. В его основе лежат реакции изотопного обмена, идентичные реакциям ионного обмена. В геологиче ски востребованном интервале глубин их данные не зависимы от давления Р.

В качестве примера рассмотрим ИГТ на паре КВ-МТ (магнетит), которые обмениваются изотопами кислорода, по реакции КВ(18О) + МТ(16О) КВ(16О) + МТ(18О). (1) 18 Для этой реакции выражение О(КВ) – О(МТ) = f(T) = 1000ln, где – коэффициент фракционирования, используется для определения Тобр минера лов. Однако для успешного использования этого метода необходимо выполне ние следующих условий: 1) минералы должны быть одновременны;

2) Тобр ми нералов должны быть равными;

3) минералы должны контактировать;

4) между минералами должен протекать изотопный обмен;

приведенные выше положе ния способствуют протеканию этого обмена;

5) в результате протекания этой реакции должно установиться термодинамическое изотопное равновесие.

Другими словами возможность использования пары КВ-МТ (как и других пар) для решения температурных задач должна быть доказана. Анализ сущест вующей технологии использования ИГТ показывает полное игнорирование ука занных условий. Например, по данным классических представлений (Завариц кий, 1961) Тобр КВ около 300-400 °С, а МТ – 600-700 °С, т.е. они образованы при разных температурах. По классическим представлениям КВ является наиболее поздним минералом, тогда как акцессорный МТ – один из наиболее ранних ми нералов. В метаморфических породах температурные и временные соотноше ния между этими минералами вообще не ясны. Далее, КВ и МТ отбираются из валовых проб, что исключает возможность установления изотопного обмена.

Кроме того, никогда не определяется состояние равновесия между минералами.

В свою очередь эти ошибки вызывают появление несовпадений Тобр минера лов, определенных изотопными методами с одной стороны, и ФМ и другими ТДМ- с другой,. Игнорирование этих ошибок при использовании ИГТ способ ствует появлению искусственных представлений о механизмах образования минералов. На исправлении этих ошибок построены новые типы изотопных геотермометров [3]. Главный же вывод, полученный в них, заключается в том, что ИГТ типа (1) вообще не предназначен для решения конкретных темпера турных задач.

Б. Геохимические геобаротермометры (ГГБТ) [Макаров, 2005]. Термо динамическая база этих методов разработана достаточно полно и учитывает, в частности, неидеальность твердых растворов минеральных систем (J. Ganguly, S.K. Saxena и др.). Эти методы применяются в России достаточно давно (Пер чук, 1967) и весьма широко. Однако практика их применения выявила различ ные недостатки, не подвергнутые, серьезному анализу. Многие авторы, напри мер, Л.В. Перчук (1998), В.И. Ваганов и С.В. Соколов (1988), C.T. Herzberg (1978) и др. отмечают частое несовпадение Тобр минералов, полученных раз ными авторами и ГГТ. Якобы для устранения указанных проблем широко рас пространен ввод без серьезного обоснования в уравнения ГГТ концентрации третьих элементов. Это приводит к громоздкости выражений, описывающих ГГТ;

так В.И. Ваганов и С.В. Соколов (1988 г.) упоминают выражение ГГТ, со держащее около 24 числовых параметров. В результате для расчетов приходит ся использовать ЭВМ без серьезной практической отдачи. Поэтому ряд иссле дователей (B. Wood, 1974;

T. Morry, 1975) отказывается от введения поправок.

Прежде всего, выделяются классы ГГТ: 1) геотермометры и 2) геобаро метры. Различие между ними более существенное, чем обычно представляется:

они различаются типом протекающих химических реакций, положенных в ос нову метода.

1. Геохимические термометры (ГГТ) основаны на реакциях ионного об мена элементов в разных средах и поэтому по своей сущности близки ИГТ. В свя зи с этим для них характерны те же недостатки. Рассмотрим их на примере хоро шо изученного биотит (БИ)- гранатового (ГР) геотермометра (Перчук, 1967):

БИ(Fe) + ГР(Mg) БИ(Mg) + ГР(Fe). (2) Условия успешного его применения: 1) минералы должны быть одновре менны;

2) Тобр минералов должны быть равными;

3) минералы должны контак тировать между собой;

4) между минералами должен протекать ионный обмен;

5) в результате осуществления этой реакции должно установиться термодина мическое геохимическое равновесие.

На практике эти условия никогда не проверяются, а ГГТ используется толь ко на основании формального сонахождения минералов в породе. Все ГГТ осно ваны на реакциях ионного обмена, т.е. по умолчанию предполагается, что между минералами за время сонахождения протекает ионный обмен до установления термодинамического равновесия. Однако экспериментами показано, что в этих условиях роль ионного обмена крайне мала (Фонарёв, Перчук), к тому же неясен механизм ионного обмена. Все эти ошибки приводят к ошибкам в определении Тобр минералов. Л.Л. Перчук пытается исправить это положение искусственным вводом в систему дополнительных элементов: Mn, F (Перчук, 1981;

1984).

На основании уравнения (2) обычно составляется уравнение вида lnK = –A/T + B, в котором К – коэффициент распределения элементов между минералами;

Т(°К) – температура, А и В – постоянные. Весьма часто это уравнение путают с равен ством такой же формы lnKT = –AT/T + BT. В первом случае А и В – величины постоянные на всем интервале изменения Т, тогда как во втором АТ и ВТ зави сят от Т. Что касается уравнения lnK = –A/T + B, которое непосредственно ис пользуется для определения Тобр минералов, то анализ [Макаров, 2006] показы вает его ошибочность: поскольку К – величина размерная, то не ясен смысл вы ражения lnK. Игнорирование этого факта и есть суть ошибки. Отсутствие же интерпретации параметров А и В не позволяет оценивать достоверность любых ГГТ. Показано [4], что это уравнение нужно писать в виде ln(K/Kф.п.) = -Hф.п.(1/T – 1/Tф.п.), где Kф.п. – коэффициент распределения в точке фазового перехода, Tф.п. – тем пература фазового перехода, довольно часто это – средняя температура плавле ния участвующих в реакции минералов.


Б. Геохимические барометры (ГБ) основаны на анализе химических урав нений образования минералов. Примеры уравнений геобарометров (Перчук,1977):

хMg3Al2Si3O12 + 3(1-x)MgSiO3 = 3MgSiO3xAl2O3.

Вообще чистых геобарометров нет. Они объединяются с ГГТ путем вве дения в ГГТ барической компоненты, затрудняя оценку эффективности. Тем не менее, выявляются свойства, заставляющие сомневаться в достоверности ГБ:

все эти уравнения составляются произвольно;

доказательств существования по добных реакций в природных условиях нет. Кроме того, совершенно не учиты ваются реальные условия выделения минералов.

Наконец, неправильно установлены взаимоотношения между ГГТ и ГБ. На самом деле функции ГГТ и ГБ в геологических исследованиях различны. Анализ результатов использования ТДМ позволяет наметить этапность и иерархичность их применения: 1) на основе использования обменных реакций – определение Тобр минералов;

2) выявление вида химической реакции, ведущей к выделению мине ралов;

3) на основе этих реакций – определение давления образования минералов.

Второй этап – выявление вида химической реакции, ведущей к выделе нию минералов – никогда не проводится, потому что не видят в этом необхо димости, а также нет реальных методов его проведения. В то же время этот этап является одним из основных при решении обратных задач геологии.

В целом ТДМ вообще не предназначены (!) для решения температурных задач. Функция ТДМ совершенно иная: опираясь на независимые методы опре деления Тобр, прежде всего ФМ, они используются для выявления механизма образования минералов [Макаров, 2008]. При решении этой задачи многие вы сказанные выше условия применения ИГТ и ГТ выполняются автоматически.

Поэтому основной задачей использования ТДМ является не просто опреде ление Тобр и Робр минералов, а через эту операцию и сопоставление полученных значений Т и P с таковыми, определенными независимыми ФМ, выявление этого механизма. Решение задачи опирается на аксиомы: 1) минералы выде ляются в термодинамически изотопном и геохимическом равновесиях с компо нентами окружающей среды;

2) минералы выделяются при разложении некоего протовещества, именно в этом случае устанавливаются постулируемые выше равновесия. Намечается последовательность решения задачи: 1) с помощью ФМ определяется Тобр и Робр минерала;

2) с помощью ИГТ и ГГТ по сходству с Тобр (ФМ) определяется состав равновесного минералу соединения;

3) по эти данным составляется химическое уравнение выделения минерала и с помощью ГБ определяется кажущееся Робр;

4) кажущееся Робр сопоставляется с Робр (ФМ) и по близости их друг другу устанавливается достоверность предложенного уравнения, т.е. оно принимается или отвергается.

Литература 1. Магматогенная кристаллизация по данным изучения включений расплавов. Тр. Ин ститута геологии и геофизики, вып. 264. Новосибирск : Наука, 1975.

2. Макаров В.П. Методические аспекты геохимической геобарометрии / XIII Геологи ческий Съезд республики Коми «Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо Востока России: новые результаты и перспективы». – Сыктывкар, 1999, C. 60-63, 17.

3. Макаров В.П. Изотопные геотермометры // XIII научный семинар «Система «Планета Земля»». М. : МГУ, РОО «Гармония строения Земли и планет», 2005. С. 228-253.

4. Макаров В.П. Некоторые свойства геохимических геотермометров./ XIV научный се минар «Система «Планета Земля»». М.: РОО «Гармония строения Земли и планет», 2006.

5. Макаров В.П. О механизме выделения минералов // Мат-лы XVI научного семинара «Система Планета Земля». М. : ТОО «Гармония строения Земли и планет», 2008. С. 265-300.

УДЕЛЬНАЯ ЭНТРОПИЯ РУДНЫХ МЕТАЛЛОВ И ОБРАЗОВАНИЕ ИХ ХРОМИТИТОВЫХ И СУЛЬФИДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ А.А. Маракушев, Н.А. Панеях, И.А. Зотов ИЭМ-ИГЕМ РАН, Москва, belova@iem.ac.ru, olimpus16@yandex.ru Поведение металлов в процессах рудообразования во многом определяет ся их удельной энтропией, рис. 1, от которой зависят их кислотно-щелочные и многие другие свойства. Минимальными значениями энтропии (максимумом кислотных cвойств) обладают хром, осмий и рутений. Этим определяется их парагенезис: Cr(0,454) + Ru(0,282) + Os(0,171), свойственный хромитовым ру дам самой “кислотной” дунит-гарцбургитовой формации. Они бедны платино выми металлами (мг/т): Os=94, Ru=72, Pt=19, Pd=13, Ir=8, Rh=8. Однако в со став наиболее продуктивных массивов этой хромитоносной формации входят хромититовые дуниты, которым подчинены хромититы, более богатые плати новыми металлами (мг/т): Os=290, Ir=265, Ru=200, Pt=60, Pd=55, Rh=18. Дунит гарцбургитовые массивы перекрываются ритмично расслоенными (полосчаты ми) комплексами с гипербазитами более высокой основности. Соответственно в их хромититах стабилизируется более высокоэнтропийный парагенезис Fe(0,488)+Pd(0,345)+Pt(0,213), свойственный хромититам зональных и страти формных интрузивов платиноносной формации.

Рис. 1. Энтропийная периодическая система четных (открытые кружки) и нечетных (залитые кружки) химических элементов и положение в ней парагенезисов металлов хромитовых и сульфидных месторождений (обозначены штриховыми линиями) Зональные интрузивы платиновой специализацией хромититов (мг/т):

Pt=404, Pd=34, Rh=31, Ir=24, Os=1, Ru=1 залегают в миогеосинклинальных складчатых обрамлениях хромитоносных (эвгеосинклинальных) формаций, распространяясь также в платформенные краевые депрессии. Они представле ны дунитовыми массивами (с платиноносными хромититами) в обрамлении клинопироксенитов, образуясь в антидромной последовательности анартозитов, габбро, перидотитов, дунитов и оливинитов. Это порождает образование ком плементарных им ультражелезистых дифференциатов. На их основе и форми ровались платиноносные хромититовые расплавы с участием реакций разложе ния нормативного плагиоклаза и образованием не связанных в силикатных структурах компонентов:

CaAlSiO8 + 2MgFeSiO4 = (CaMgSiO6 + MgFeSi2O6) + Al2O3 + 0,25(Fe3O4 + Fe), эффективно повышающих химическое сродство расплавов к хрому и платине.

Тела платиноносных хромититов, залегающие в дунитах, окружаются отрица тельными геохимическими аномалиями платины и хрома. Стяжение облегчи лось участием трансмагматических флюидов, но флюидный привнос металлов играл подчиненную роль. Этим зональные интрузивы отличаются от страти формных, месторождения платиновых металлов в которых в основном связаны с флюидным привносом их из глубины. Этим и определяется несравнимо более высокая продуктивносить их хромититов (мг/т):

Pt = 2660, Pd = 1710, Rh = 428, Ir = 131, Ru = 71, Os = 52.

Каждый рудоносный ритм в критической зоне стратиформных интрузи вов развивается сверху вниз в аналогичной последовательности накопления железа: анартозиты – габбро – феррогаббро, перекрываемой образованием контрастной ассоциации бедных железом клинопироксенитов и комплемен тарных им ультражелезистых дифференциатов, формирующих рудоносные рифы. В их формирование в отличие от хромититов зональных интрузивов вплетается флюидная сульфуризация с привносом меди и халькофильных ме таллов, создающая палладиевый уклон платинометальной минерализации в результате смещенности вправо реакции Pd + Pts = Pt + PdS. Энтропийное со ответствие металлов Fe + Pd + Pt реализуется в его полном воплощении с ис пользованием сидерофильных и халькофильных свойств платины и палладия.

В маломощных рифах стратиформных интрузивов могут сосредоточиваться сотни и тысячи тонн платиновых металлов в хромититах (с сульфидами), ком плексах сульфидных и хромититовых руд (рис. 2) и сульфидных руд (с хроми том). Месторождения стратиформных интрузивов формировались за счет экс тракции ультражелезистыми дифференциатами рудных металлов из восходя щих трансмагматических флюидов, восходящих из глубинных очагов, генети чески связанных с жидким земным ядром. О нем можно судить, исходя из хондритовой модели происхождения Земли. Никель-железная матрица хонд ритов, содержит (мас. %): Fe = 92, Ni = 6, S = 0,6, P = 0,3 Co = 0,3, Cr = 0,2;

(г/т):

Cu = 70, Pt = 61, Mo = 58, Ru = 4,6, As = 4,2 Os = 3,7, Ir = 3,5, Pd = 3,3, Ge = 0,7, Au = 0,6, W = 0,6, Re = 0,3, Sb = 0,2, Sn = 0,2.

Fe 0,00 1, FeS Spl 0,25 0, Ol 0, 0, 0, 0, CPx 1, 0, Pl 0,00 0,25 0,50 0,75 1, Al Si/ Рис. 2. Схема совмещения платинометальных месторождений хромититового (Spl+Ol) и сульфидного (FeS+CPx+Ol) типов в ритме расслоения критической зоны стратиформного интрузива.

1 – магматическая серия анортозитов, габбро и перидотитов, 2 – ультражелезистый диффе ренциат, 3 – сульфиды, 4 – хромит и хромшпинелиды, 5 – оливин (Ol) и дуниты, 6 – клино пироксен (CРx) и клинопироксениты, 7 – плагиоклаз (Pl) и анортозиты.

Ультражелезистые дифференциаты подвергаются сульфуризации MgFeSiO4 + H2S = MgSiO3 + FeS + H2O, ведущей к образованию сульфидных пироксенитов – самых распространенных платинометальных руд, образую щих горизонты (рифы) стратиформных интрузивов. Химическое сродство Pt и Pd к железу настолько сильно, что только с переходом к сульфидным ру дам достигается групповое энтропийное соответствие их с никелем, и стаби лизируется парагенезис: Ni(0,51) + Pd(0,35) + Pt(0,21), сопряженный с параге незисом Cu(0,52) + Ag(0,39) + Au(0,24). Поскольку никель и медь по удельной энтропии практически не различаются, развивается Cu Ni несмесимость расплавов с более высокой продуктивностью медных дифференциатов, зани мающих апикальные части в рудных каплях и залежах.

Парагенезис Cu + Ag + Au по энтропийным характеристикам металлов яв ляется пограничным, разделяющим парагенезисы низкоэнтропийных металлов (Ni + Pd + Pt) моносульфидных руд и парагенезисы высокоэнтропийных металлов, Zn(0,637) + Hg(0,378) + Pb(0,313) дисульфидных руд. Глубинные магматические очаги и их генерации сходны с апикальными частями стратиформных интрузивов.

Их скрытая расслоенность, ведущая к накоплению железа, нарушается отделе нием бедных железом кремнекислых магм и комплементарным образованием ультражелезистых дифференциатов, обогащенных сильными основаниями (CaO, SrO, BaO). Повышенная основность и определяет дисульфидный харак тер их сульфуризации Fe2SiO4 + 4H2S = 2FeS2 + SiO2 + 2(H2O + H2), сопровождае мой привносом высокоэнтропийных металлов. Медно-цинковые сульфидные руды входят в вулканическую фацию, формируясь в основном после изверже ния кислых дифференциатов, повышение кремнекислотности которых корре лируется с переходом кварцевых колчеданных руд (Si) к баритовым полиме таллическим (Ba), рис. 3. Характерно кислотно-основное расслоение сульфид ных расплавов на (Fe+Cu) и (Zn+Pb+Hg). Более продуктивные цинковые диф ференциаты залегают в апикальных частях пластовых залежей.

Рис. 3. Зависимость от вулканизма кварцево-колчеданных (Si) и баритово полиметаллических (Ba) месторождений 1 – базальты, 2 – ферробазальты, 3 – андезиты, 4 – дациты и риолиты, 5 – ультракислые риолиты, 6 – ультражелезистые дифференциаты, с глубинной сульфуризацией которых (FeS2) связывается образование месторождений Медно-цинковые и медно-никелевые месторождения обычно разобщены нахождением их в вулканической и плутонической фациях соответственно. Од нако встречаются их совмещения, например, в архейском вулканическом поясе Абитиби в Канаде. Они представлены в нем сходными по морфологии пласто выми сульфидными залежами, но медно-никелевые месторождения (Montealm, Sothman, Texmont и др.) подчинены комплексам базальтов и перидотитовых ко матиитов, а медно-цинковые месторождения (Kamiskotia, Kidd Сreek, Potter и др.) входят в ассоциацию с риолитами и базальтами. Их совместное залегание отражает охват вулканизмом верхних и нижних очагов рудной генерации глу бинных магматических очагов.

МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ РАВНОВЕСНЫХ И НЕРАВНОВЕСНЫХ ХОНДРИТОВ А.А. Маракушев1, Н.Г. Зиновьева2, Л.Б. Грановский ИЭМ РАН, Московская обл., Черноголовка;

2МГУ, Москва, zinov@geol.msu.ru Результаты детального петрологического изучения [Маракушев и др., 2003;

Marakushev, 2005, и др.] показывают, что хондриты – это первично магматиче ские образования, представляющие обломки примитивных железо-каменных планет. Хондритовые планеты формировались в виде железо-силикатных маг матических ядер околосолнечных планет-гигантов под действием гравитации одновременно с отделением силикатных спутников под действием центробеж ных сил благодаря их быстрому вращению. Эти процессы наглядно прослежи ваются в развитии Сатурна и Юпитера. В отличие от Сатурна и Юпитера око лосолнечные планеты потеряли флюидные оболочки, а их расплавные железо силикатные ядра превратились в самостоятельные железо-силикатные планеты, в том числе хондритовые. Они подвергались взрывному распаду под воздейст вием водородных флюидов, сосредоточившихся в их жидких никель-железных ядрах на стадии первичного расслаивания в материнских планетах-гигантах под огромным давлением их водородных оболочек. В результате взрывного распада и формировались астероиды и метеориты. Эволюция хондритовых расплавов начиналась под огромным давлением флюидных оболочек материнских планет гигантов (протопланетная стадия) и завершалась в небольших хондритовых планетах (планетная стадия) до их распада на астероиды и метеориты.

Протопланетная стадия доминировала в развитии хондритового магма тизма. К ней относится расщепление хондритовых магм на богатую железом матрицу и силикатные хондры, происходящее под огромным флюидным давле нием, признаком которого служит образование парагенезиса алмаза с муасса нитом (C+SiC), находящегося в матрице всех типов хондритов. Давление, необ ходимое для образования этого парагенезиса достигается в Солнечной системе исключительно в ядрах планет-гигантов, причем флюидный характер этого давления доказывается обилием включений водорода в мельчайших (до 10 нм) зернах алмаза. Флюиды обладают высоким отношением изотопов ксенона Xe/134Xe, равным 1.04 (в алмазе углистых хондритов), аналогичным с этим отношением в атмосфере Юпитера [Manuel, Katragada, 2002], полученным при проникновении в нее в 1996 г. аппарата Галилей (Galileo probe). Полученное соответствие может служить прямым подтверждением наших представлений [Маракушев и др., 2003], согласно которым хондритовые планеты формирова лись в виде плотных ядер околосолнечных протопланет-гигантов, сходных с Юпитером. В солнечном ветре это отношение равно всего 0.80.

Состав флюидных оболочек материнских планет-гигантов изменялся под воздействием Солнца. Селективная потеря ими водорода, с соответствующим понижением водно-водородного отношения (H2/H2O), определяет окислительно восстановительное состояние формирующихся хондритов. Зависимость от этого параметра обыкновенных (преобладающих) хондритов характеризуется реак цией смещенного равновесия (в формулах нормативных минералов):

0,75Mg1,6Fe0,4SiO4 + 0,25Mg0,8Fe0,2SiO3 + 0.35Fe0.93Ni0.07 + 0,25H2O = = Mg1,4Fe0,6SiO4 + 0.35Fe0.75Ni0.25 + 0,25H2.

Смещение ее вправо охватывает главные типы обыкновенных хондритов в последовательности HH–H–L –LL. В каждом типе достигается равновесие мат рицы и хондр, что на диаграмме (рис. а) фиксируется соответствующей коннодой.

Равновесные соотношения сближают эти хондриты с земными плутоническими горными породами, что оправдывает их название плутонические хондриты.

Переход от протопланетной к планетной стадии сопровождается стреми тельной потерей водорода флюидными оболочками материнских планет, что создает быстрое понижение отношения H2/H2O флюидов. Это смещает вправо реакцию MgSiO3 + Fe + H2O = MgFeSiO4 + H2 с соответствующим повышением окислительного состояния матрицы. Однако, хондры, выделившиеся в ранней восстановительной обстановке, в этих условиях сохраняются, чем и определя ется неравновесность хондритов. Неравновесность проявляется в энстатитовых, обыкновенных и углистых хондритах (рис. б), крайне магнезиальные хондры которых находятся в матрице широкого диапазона степени окисления. Средние содержания воды и углерода в хондритах (в мас. %):

H (H2O = 0,27;

C = 0,01) – E (H2O = 0,62;

C = 0,29) – С3 (H2O = 1,00;

C = 0,46) отражают вовлеченность в эволюцию флюидного режима оксидов углерода (3H2+CO=H2O+CH4 и др.) и объясняют вхождение в состав хондритов углерода, углеводородов и органических веществ, которыми наиболее богаты углистые хондриты [Pizzarello, 2006].

а б Рис. Модели формирования равновесных и неравновесных хондритов из исходного расплава MgSiO3+Fe под флюидным H2/H2O воздействием.

Светлые кружки – средние и валовые составы хондритов, черные точки – составы их хондр и матрицы (соединяются коннодами) и составы железистых хондр в матрице углистых хондритов (C3). Символы хондритов: обыкновенных (HH, H, L, LL), энстатитовых (Е) и углистых (C3) Планетная стадия охватывает в основном кристаллизацию хондритов, ко торой свойственен режим низкого общего и флюидного давления. Однако и на этой ступени прослеживается четкое различие равновесных и неравновесных хондритов. Равновесные хондриты кристаллизовались (медленно и при более низкой температуре) в режиме повышенного флюидного давления, по видимому, в планетах еще не полностью потерявших флюидные оболочки. В отличие от них неравновесные хондриты консолидировались в режиме быстрой закалки с образованием зональных кристаллов и вулканического стекла, что сближает их с вулканическими породами и оправдывает их название вулкани ческие хондриты.

Постмагматические преобразования наиболее интенсивны в углистых хондритах. Их наиболее измененные типы C2 и C1 отличаются от C3 хондритов очень высоким содержанием воды и углерода:

С3 С2 (H2O = 13,23;

C = 2,44) C1 (H2O = 20,54;

C = 3,62).

Этим подчеркивается вторичная природа углерода углистых хондритов, концентрировавшегося в ходе гидротермальных преобразований первичных магматических минералов (в С2- и С1-хондритах они сохранились только в ви де незначительных реликтов).

Взрывной распад хондритовых планет на астероиды и метеориты сопровож дается образованием в хондритах брекчий, прожилков вторичного стекла и множе ства ультравысокобарных минералов (рингвудит, вадслеит, мейджорит и др.).

В наших работах [Marakushev et al., 2007] было показано, что они генетически отличаются от ультравысокобарных минералов (алмаза, муассанита), возни кающих в хондритовых магмах под давлением флюидных оболочек их мате ринских планет-гигантов.

Работа выполнена при частичной финансовой поддержке программы «Поддержка научных школ» (грант HШ – 2849.2006.05)”.

Литература 1. Маракушев А.А., Грановский Л.Б., Зиновьева Н.Г., Митрейкина О.Б., Чаплыгин О.В.

Космическая петрология // М. : Наука, 2003. 387 с.

2. Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б.. (2007) Генетические типы минера лов ультравысокого давления в метеоритах // ДАН, 2007, т. 417, № 5, с. 673-676.

3. Manuel O. and Katragada A. The Sun’s origin and composition: Implications from meteorite studies // Proceedings of Asteroids, Comets, Meteors – ACM 2002. Noordwijk, Netherlands: ESA Publications Divisions, 2002. P. 787-790.

4. Marakushev A.A. Cosmic petrology and the planerary evolution of the Solar system // Astro nomical and Astrophysical Transactions, 2005, V. 24, №. 6, P. 507-519.

5. Pizzarello S. The chemistry of life’s origin: a carbonaceous meteorite perspective // ACC CHAm Res. 2006. V. 39. P. 231-237.



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 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.