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 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 14 |

«,, ) - :, 110-.,, 7-9 ...»

-- [ Страница 9 ] --

ВЛИЯНИЕ ШОКОВОЙ ДЕКОМПРЕССИИ НА РАСПРЕДЕЛЕНИЕ LIL- И HFS-ЭЛЕМЕНТОВ В ПИРОПАХ ИЗ КИМБЕРЛИТОВ В.Я. Медведев, К.Н. Егоров, Л.А. Иванова ИЗК СО РАН, Иркутск, med@crust.irk.ru, egorov@crust.irk.ru Выяснение масштабов и механизмов воздействия сверхглубинных вос становленных флюидов в составе плюмов на астеносферную и литосферную мантию древних кратонов в зонах магмогенерации имеет важное значение для петрологии. На современном этапе исследований установлено, что мантийная литосфера древних кратонов в период кимберлитообразующего цикла испыты вала магматический и флюидный метасоматизм, в результате которого возмо жен вынос из минералов и пород мантии целого ряда редких элементов [Со ловьева и др., 1997, Егоров и др., 2004, Соловьева, 2007]. Наиболее отчетливо этот процесс изучен на примере распределения редких элементов в минералах гранатовых перидотитов из трубки Удачная, отличающиеся по степени прора ботки пород восстановленными флюидами. Концентрации редких элементов в гранатах и клинопироксенах последовательно снижаются по мере увеличения степени восстановленности пород. Содержания LREE в гранатах уменьшается на два – три порядка;

в клинопироксенах происходит резкое уменьшение всех редких элементов, максимально для Nd и Sm.

Нами была предпринята попытка экспериментально проверить возможность воздействия восстановленных флюидов на распределение редких элементов в пи ропах из кимберлитового концентрата трубки Удачная. В ранних эксперимен тальных работах были рассмотрены процессы преобразования пиропов из ким берлитов в широком интервале температур и давлений, а также при различном флюидном режиме [Медведев и др., 2005]. Для эксперимента были подобраны зерна пиропов размером от 2-3 до 6-8 мм, прозрачные, красно-фиолетовой окра ски. Наличие минеральных и газово-расплавных включений в гранатах проверя лось оптическим, рентгеноспектральным методами и газовой хроматографией.

Пиропы, используемые в экспериментах содержат 5,43-6,76 мас.% оксида хром и 6,21-7,83 мас. оксида кальция и относятся к лерцолитовому парагенезису.

Эксперименты по воздействию восстановленных флюидов на пиропы про водились в платиновых и тефлоновых вкладышах, в интервале температур 300 500 °С, давлении 500-1000 атм и составах флюида Н2–Н2О, O2–Н2О, H2–СH4–H2O и CO–CО2–H2O. Методом изобарно-изотермической выдержки образцов пиропов во флюиде состава С–O–H–N, в области термодинамической устойчивости мине рала исследовалась кинетика газового обмена между минералом и флюидом. Об щее количество газовой фазы выделяющейся при анализе существенно не меняет ся, что свидетельствует о незначительном изменении количества газовых ловушек в образцах гранатов. При анализе пиропов после выдержки в системе Н2–СН4– Н2О исходный состав флюида СО–СО2 в газовой фазе пиропов трансформируется в Н2–СО. При экспериментах использовался режим шоковой декомпрессии для флюида 10 % Н2 + 90 % Н2О со скоростью сброса давления 500 атм/сек.

В результате проведенных экспериментов каких-либо отчетливых физико механических изменений (повышенной трещиноватости, раскалывания образцов и т.д.) гранатов не происходит. Кроме того, не отмечается изменений содержаний основных оксидов, а также возникновения локальных химических неоднородно стей (зональности) в гранатах по данным микрозондовых исследований до и после экспериментов.

Исследование распределения редких и редкоземельных элементов в ис ходных пиропах и экспериментальных образцах гранатов, показало, что воз действие флюидов на пиропы при режиме шоковой декомпрессии и высоком парциальном давлении водорода во флюиде приводит к значительному измене нию содержаний некоторых литофильных и редких элементов (таблица). Отме тим, что при одинаковых параметрах эксперимента, но при увеличении размера граната суммарный вынос отдельных редких элементов закономерно уменьша ется от 25 % для зерен размером 2-3 мм, 12 % – для зерен 4-5 мм и до 5 % – для пиропов величиной 6-8 мм. Сравнительный анализ содержаний микроэлемент ного состава исходных и экспериментальных образцов гранатов показал диф ференцированный вынос элементов. Прежде всего, заметным изменениям в пи ропах подвержены концентрации таких крупноионных литофильных элементов как стронций и барий. В экспериментальных образцах в отличие от исходных природных пиропов отмечается существенное снижение содержаний высокоза рядных элементов в целом, а для отдельных элементов (Zr, Nb, Ta) значитель ное. Механизм столь заметного дифференцированного выноса крупноионных литофильных и высокозарядных элементов из экспериментальных образцов пиропов пока не ясен и его расшифровка требует дополнительных исследова ний. Возможно, это связано с супермикрорастрескиванием зерен граната при шоковой декомпрессии за счет выхода газовых ловушек из образцов или возни кающих температурных флюктуаций.

Таблица Концентрации редких элементов (ppm) в природных (G-1, G-2) и экспериментальных (G-3385/12, G-3369) образцах пиропов Компонент G-1 G-3385/12 G-2 G- Sr 11,93 10,03 14,56 10, Ba 159,00 111,04 214,43 145, Y 13,34 11,68 27,66 19, Zr 62,78 33,37 53,19 44, Hf 1,44 0,92 1,38 1, Ta 0,001 0,001 4,17 0, Nb 1,24 0,18 1,97 0, La 2,00 1,71 3,03 2, Ce 4,43 3,36 7,20 5, Pr 1,00 0,74 0,81 0, Nd 4,51 3,64 4,29 3, Sm 1,28 1,11 1,59 1, Компонент G-1 G-3385/12 G-2 G- Eu 0,43 0,26 0,39 0, Gd 1,82 1,46 1,81 1, Tb 0,29 0,22 0,35 0, Dy 2,17 1,47 2,70 1, Ho 0,49 0,32 0,45 0, Er 1,50 1,25 1,75 1, Tm 0,23 0,23 0,35 0, Yb 1,41 1,45 2,11 1, Lu 0,21 0,19 0,42 0, Примечание. Редкоэлементный состав проб проводился на масс-спектрометре с индуктивно связанной плазмой PlasmaQuad 3 производства фирмы «VG Elemental» (Институт геохимии СО РАН, аналитик В.И. Ложкин).

Таким образом, на основании экспериментальных данных можно сде лать важный вывод о том, что литосферная мантия древних кратонов в зонах генерации кимберлитовых расплавов действительно могла интенсивно пере рабатываться восстановленными флюидами. Эти флюиды экстрагировали из пород и минералов мантийной литосферы редкие элементы и осуществляли модальный метасоматоз стратифицированных пород в верхних частях разре за литосферной мантии.

Работа поддержана РФФИ грант 08-05-00394.

Литература 1. Соловьева Л.В., Егоров К.Н., Харькив А.Д., Маркова М.Е. Мантийный метасоматизм и плавление в глубинных ксенолитах из трубки Удачная, их возможная связь с алмазо- и кимберлитообразованием // Геология и геофизика, 1997, т. 38, № 1, с. 172-193.

2. Егоров К.Н., Соловьева Л.В., Семакин С. Мегакристаллический катаклазированный лерцолит из трубки Удачная: минералогия, геохимические особенности, генезис // Доклады РАН, 2004, т. 397, № 1, с. 1011-1016.

3. Соловьева Л.В. Проработка мантийной литосферы Сибирского кратона восстановлен ными флюидами в среднепалеозойском кимберлитовом цикле – геохимические следствия // Доклады РАН, 2007, т. 412, № 6, с. 804 – 809.

4. Медведев В.Я., Иванова Л.А., Егоров К.Н. Лашкевич В.В. Процессы келифитизации гранатов в кимберлитах (экспериментальное и физико-химическое моделирование) // Геохи мия, 2005, № 8, с. 848-855.

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ СТРАТИФОРМНЫХ СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ТЯНЬ-ШАНЯ (на примере Узбекистана) Ю.В. Михайлова1, П.В. Панкратьев Институт геологии и геофизики АН РУз, Ташкент, Оренбургский государственный университет Среди стратиформных свинцово-цинковых месторождений Тянь-Шаня, с учетом роли вулканизма в их формировании, выделяется два генетических семейства – вулканогенных и удаленно-вулканогенных рудных формаций [Панкратьев, 1981].

Месторождения группы вулканогенных рудных формаций (ГРФ-1) тесно связаны во времени и пространстве с проявлением вулканизма. Они представ лены колчеданно-полиметаллическими месторождениями Юго-Западного Гис сара (Южный Тянь-Шань), важнейшим представителем которых является Хан диза [Панкратьев, Михайлова, 1981]. Месторождения размещаются в грабен синклинальных вулкано-тектонических структурах, наложенных на докембрий ский фундамент. Оруденение связано с контрастной базальт-риолитовой форма цией С1, проявившейся в окраинно-морских условиях. Рудонакопление происхо дило одновременно со становлением осадочно-вулканогенной толщи в депрес сиях палеорельефа. Руды локализуются в туфах риолитового состава, туфогенно кремнистых породах, кремнистых туффитах. Отличаются высокой степенью концентрации сульфидов, массивно-слоистыми, массивно-полосчатыми тексту рами, что свидетельствует о значительной интенсивности рудоотложения и по следующих метаморфических преобразованиях. Отмечается двукратное повто рение в разрезе галенит-сфалеритовых и галенит-сфалерит-пиритовых руд, ритмичность в их отложении.

Месторождения семейства удаленно-вулканогенных рудных формаций представлены двумя группами. Первая группа рудных формаций (ГРФ-2) связа на с заключительными фазами эксплозивного вулканизма до скрытого безэффу зивного (фумарольно-сольфатарного). К ней относится крупное барит-пирит свинцово-цинковое месторождение Учкулач (северные предгорья Нуратинского хребта, Западный Узбекистан). Рудоотложение связано с развитием бассейнов типа троговых впадин в связи с рифтогенными процессами на континентальном шельфе (южная окраина Срединного Тянь-Шаня). Рудовмещающий вулканоген но-кремнисто-терригенно-карбонатный разрез D2gv-D3f характеризуется неод нородностью, развитием рифовых и биогермных построек, неспокойной сейс мотектонической обстановкой [«Стратиформное свинцово-цинковое…», 1999].

В основании разреза находится вулканогенный комплекс пород большой мощ ности трахилипаритовой формации (повышенной калиевой щелочности). Ору денение размещается на четырех литолого-стратиграфических уровнях, фикси рующих изменение фациальных обстановок. Наблюдается неоднократная смена в разрезе барит-галенит-сфалеритовых руд барит-пиритовыми. Для рудных за лежей характерна концентрическая зональность: богатые свинцово-цинковые руды в ядерных частях сменяются на флангах цинковыми и на выклинивании гетит-гематитовой минерализацией. Текстуры руд отражают седиментационно диагенетические условия отложения вещества (седиментационные брекчии, слоистые, вкрапленно-пятнистые и др.) и последующие процессы регенерации (петельчатые, брекчиевидные и др.).

Вторая группа удаленно-вулканогенных месторождений (ГРФ-3) харак теризуется карбонатным рудовмещающим разрезом с присутствием кремни стых образований и иногда небольших количеств пирокластического материа ла. Она представлена серией небольших месторождений и рудопроявлений Коксуйской площади (Северный Чаткал, Восточный Узбекистан), а также крупными барит-свинцово-цинковыми месторождениями Миргалимсай, Шал кия и др. хребта Большой Каратау (Казахстан). Эти объекты находятся в соста ве Каратау-Нарынской зоны, где в девоне проявляются признаки возобновле ния рифтового режима в зоне влияния погребенной древней Каратауской риф тогенной структурно-формационной зоны [«Геология и металлогения…». 1987].

Оруденение Коксуйской площади находится в кремнисто-терригенно известняково-доломитовом разрезе (с развитием антигидритовой толщи в под рудных горизонтах) D3f-C1t. Локализуется на трех литолого-стратиграфических уровнях. На нижнем уровне развиты галенитовые руды, на среднем пирит сфалерит-галенитовые, на верхнем – галенит-сфалеритовые. Рудные залежи по добно учкулачским отличаются концентрическим строением. Руды бедные, вкрапленно-слоистые, просечковидные, органогенные. В процессе метамор физма и регенерации образуются более агрегативные, крупнозернистые про жилковые, штокверковые, брекчиевые руды.

Изучение условий минералообразования показало значительные различия выделенных групп месторождений. Месторождения ГРФ-1 отличаются наибо лее высокими температурами отложения вещества (320-240 °С), которые при регенерации снижались до 180-140 °С. На месторождениях ГРФ-2 седимента ционно-диагенетический процесс проходил при 120-90 °С, а метаморфический (гидротермальное переотложение) – с повышением температуры до 190°. На объектах ГРФ-3, соответственно, при 90-70 °С и до 250-200 °С в связи с мощ ным проявлением орогенной интрузивной деятельности.

Состав минералообразующих растворов (метод водных вытяжек с исполь зованием ИСП масс-спектрометра ELAN-6000) в целом имеет гидрокарбонатно сульфатно-хлоридно-калиево-натровый состав, постоянно присутствуют Mg, Al, Cu, в ряде случаев Pb, Ag, Mn. На месторождении Хандиза концентрация солей в растворе достигает 25 %, гидростатическое давление составляет не менее 30 бар, что отвечает глубинам более 250 м. В рудах Учкулача растворы отличаются сла бой минерализацией, быстрой гидратацией, высоким содержанием воды, отсут ствием сероводорода. Отмечены газовые включения, указывающие на кристал лизацию барита из кипящих растворов, что свидетельствует о низком (до 10 бар) гидростатическом давлении среды и небольших глубинах (до 50 м).

Отличаются объекты и по характеру источников рудных компонентов.

Анализ изотопного состава серы показал, что сера сульфидов вулканогенных месторождений находится в пределах от 6,91 до – 2,5 ‰ и имеет преимущест венно эндогенный (вулканогенный) источник. Сера сульфидов удаленно вулканогенных месторождений учкулачского типа (от – 6,67 до –24,92 ‰) свя зана с биогенной сульфатредукцией серы морской воды, коксуйского типа (10,5-15,8 до 27,3 ‰), также как и на месторождении Миргалимсай, обязана своим происхождением сероводороду, возникшему в результате восстановле ния сульфатов эвапоритов, присутствующих в рудовмещающем разрезе.

Изучение изотопного состава свинца показало [Кошевой, Панкратьев и др., 1993], что на месторождениях Хандиза и Учкулач он характеризуется боль шой однородностью, что по всей вероятности указывает на относительно бы струю транспортировку рудных компонентов к месту разгрузки. Модельный возраст его отвечает по геохронологической шкале девону в Хандизе и верх нему ордовику-силуру в Учкулаче. Руды Коксуйской площади, как и объекты хр. Большой Каратау, отличаются неоднородностью изотопов свинца. Мо дельный возраст их наиболее древний (рифей-кембрий) и наиболее близок мантийному источнику, что согласуется с длительной историей становления Каратауской рифтогенной структуры.

Таким образом, на вулканогенных месторождениях хандизинского типа от ложение руд происходило из достаточно концентрированных рудных растворов и довольно «быстро» при относительно высоких температурах. На удаленно вулканогенных месторождениях (Учкулач, Коксу) рудонакопление продолжалось длительное время на нескольких уровнях при сравнительно более низких темпе ратурах. По источникам рудного вещества также намечается три модели. На кол чеданно-полиметаллических месторождениях сера эндогенная, на удаленно вулканогенных экзогенная. Источник свинца в рамках модели плюмботектоники определяется как смешанный: для месторождений ГРФ-1 нижне-верхнекоровый, ГРФ-2 – верхне-нижнекоровый, ГРФ-3 – мантийно-нижнекоровый.

Литература 1. Геология и металлогения Каратау. Т.2. Алма-Ата. Наука. 1987. 245с.

2. Кошевой О.Г., Панкратьев П.В., Михайлова Ю.В. и др. Изотопный состав рудного свинца стратиформных свинцово-цинковых месторождений Тянь-Шаня / Изотопное датиро вание эндогенных рудных формаций. РАФ. Ин-т геох. и анал. химии. Москва. 1993. С. 112 123.

3. Панкратьев П.В. Типы реннегерцинских вулканогенных свинцово-цинковых место рождений Тянь-Шаня / Проблема палеовулканических реконструкций и картирования в свя зи с вулканогенным рудообразованием: тез. докл. Киев : Наукова Думка. 1981. Ч. 2. С. 179 181.

4. Панкратьев П.В., Михайлова Ю.В. Рудные формации стратиформных свинцово цинковых месторождений Узбекистана. Ташкент : Фан, 1981. 253 с.

5. Стратиформное свинцово-цинковое оруденение Учкулачского рудного поля / под ред.

И.Х. Хамрабаева. Ташкент : Фан, 1990. 282 с.

ПЕТРОЛОГИЯ ДОКЕМБРИЙСКИХ МЕТАУЛЬТРАМАФИТОВ ГРИДИНСКОГО ВЫСОКОБАРНОГО КОМПЛЕКСА, КАРЕЛИЯ А.А. Моргунова1, А.Л. Перчук ИЭМ РАН, Черноголовка, almor@iem.ac.ru;

2ИГЕМ РАН, Москва, alp@igem.ru Резкое сокращение высокобарных комплексов на рубеже Нео- и Мезо протерозоя ( 1 млрд лет) нередко связывается с изменением характера текто ники плит. Особенности наиболее древних плейт–тектонических процессов позволяют восстановить исследования соответствующих эклогитовых ком плексов. Одним из самых древних на земле является Гридинский комплекс (возраст 1.8 млрд лет) в Карелии, представляющий тектоническую пластину северо-западного простирания, прослеживающуюся в прибрежной полосе и на о-вах белого моря до 50 км при ширине 6-7 км. Основной объём комплекса со ставляют мигматизированные гнейсы, содержащие фрагменты (обломки) пород различного размера и состава. В обломках резко преобладают породы основно го состава – метабазиты (эклогиты и амфиболиты), реже присутствуют мета ультрамафиты, мраморы, цоизитовые и скаполитовые породы. Комплекс сечет ся метаморфизованными в условиях эклогитовой и верхов амфиболитовой фа ций дайками габброидов палеопротерозойского возраста, а также интрузиями и жилами плагиогранитов [Володичев и др., 2004]. При исследованиях Гридин ского комплекса основное внимание уделялось эклогитам. В данной работе рассматриваются петрологические и минералогические характеристики ассо циирующих с эклогитами метаультрамафиты – ортопироксениты и гранат двупироксеновые породы – имеющие, несмотря на внешнее сходство с интру зивными породами расслоенных комплексов, метаморфический генезис и весь ма необычную историю преобразований.

Гранат-двупироксеновая порода образует овальное тело размером 4*5 м на о. Высокий, находящееся в толще амфибол-биотитовых гнейсов. Порода темно-зеленого цвета, среднезернистая, с порфировидными выделениями круп ного розового граната (рис. 1А) Структура гетеробластовая, участками граноб ластовая. Порода сложена гранатом, клино- и ортопироксенами (рис. 1Б). Для регрессивной стадии характерна амфиболизация, реже налюдается замещение пироксенов гранат-ортопироксен-амфиболовыми симплектитами. Регрессивные преобразования сильнее проявлены в краевых частях тела, лишь отчасти затра гивая его центральную область (рис. 1А). В ядрах порфиробластов граната на ходятся включения хлорита, ассоциирующего с фазой, обогащенной РЗЭ, ино гда встречается Mg-кальцит, в краях находятся включения клинопироксена и амфибола. Центры крупных зерен граната (XMg~ 0.48, XCa ~ 0.17) отличаются по составу от краевых частей, которые в свою очередь схожи с гранатом из сим плектитов (XMg ~ 0.44;

XCa = 0.16). Для граната характерно высокое содержание марганца (MnO ~ 2.54 вес. %), что нехарактерно для граната из мантийных пе ридотитов. Клинопироксен образует неправильной формы крупные кристаллы, они имеют авгитовый состав и невысокое содержание жадеитового минала (XJd ~ 0.04). Ортопироксен формирует крупные до 6 мм кристаллы (Al2O3 = 0.9 1.5 вес. %), но находится также во вторичных симплектитах. Клино- и ортопи роксены однородны по составу, содержат включения хлорита, амфибола, апа тита, ильменита, магнетита, циркона и другого пироксена (рис 2). Амфиболы в матриксе представлены магнезиальной роговой обманкой и тремолитом. Хло рит встречается только во включениях в гранате, клино- и ортопироксене, в ас социации с редкоземельной фазой, зачастую располагающейся по периферии включения. Вокруг включений хлорита всегда образуются радиальные трещи ны, а иногда и сферические (рис. 2). Хлорит представлен специфической для метасоматических пород разновидностью – диабантитом.

Рис. 1. А – фрагмент гранат-двупироксеновой породы в обнажении (по периферии – интенсивная амфиболизация), Б – фото шлифа породы.

Условные обозначения (здесь и далее): Am – амфибол, Ant – антофиллит, Bt – биотит, Chl – хлорит, Cpx – клинопироксен, En – энстатит, Gr – гранат, Opx – ортопироксен, Qz – кварц, REE – фаза, обогащенная редкоземельными элементами Рис. 2. Включение хлорита и РЗЭ фазы в ортопироксене.

Отметим радиальные и концентрические трещины вокруг включения.

Изображение в отраженных электронах Ортопироксениты встречаются на острове Избная Луда в виде будин от до 40 см в поперечнике в амфибол-биотитовых гнейсах. Порода массивная, гиган токристаллическая (рис. 3А). Кристаллы ортопироксена (Al2O3=1,07-1,61 вес. %, XMg = 0.74-0.77) размером до 15 см содержат большое количество включений биотита, амфибола и кварца (рис. 3Б). Амфибол представлен магнезиальной ро говой обманкой и антофиллитом. Последний зачастую окаймляет роговую об манку и/или кварц. Помимо твердых минеральных включений ортопироксен содержит множество флюидных первично-вторичных включений, цепочки ко торых прерываются на границе с минеральными включениями.

Рис. 3. А – будина ортопироксенита во вмещающем амфибол-биотитовом гнейсе;

Б – минеральные включения в ортопироксене.

Использование сосуществующих граната и ортопироксена в качестве сенсо ров температуры и давления [Harley, 1984;

Brey, 1990] показало, что формирова ние гранат-двупироксеновой породы происходило при температуре T= 670-750°C и давлении P = 14-20 кбар. Стадия образования симплектитов связана с деком прессией и отвечает T = 640-740 °C и P = 6-14 кбар (рис. 4). В ортопироксените сенсоры Р–Т условий пика метаморфизма отсутствуют. Тем не менее, обнару живаются отдельные фрагменты регрессивной эволюции. Так минеральное равновесие En + Qz + Н2О = Ant, рассчитанное с помощью программы TWQ [Bеrman, 1991], показывает, что предел стабильности антофиллита (при ХH2O = 1) не превышает значение температуры 570 °С (рис. 4), т.е. при Р-Т условиях пика метаморфизма антофиллит должен разлагаться с образованием энстатита и кварца. Реакционные соотношения указывают на смещение данного равновесия в сторону антофилита, что свидетельствует о его регрессивной природе. Судя по многочисленным цепочкам флюидных включений в ортопироксене, источ ник флюида находился вне проницаемого для флюида кристалла.

Протолитом рассматриваемых пород, вероятно, служили интрузивные маг матические породы, нередко ассоциирующие с габброидами и анортозитами в ре мобилизованных гнейсовых комплексах. Минеральные включения показывают, что породы были интенсивно переработаны задолго до эклогитового метамор физма. Так ортопироксенит формировался на прогрессивном этапе метаморфизма по амфиболиту. Гранат-двупироксеновая порода была образована на проград ном этапе метаморфизма по хлорит-содержащему метасоматиту. Этот процесс сопровождался интенсивной дегидратацией, что могло способствовать частич ному плавлению породы, находящейся выше водного солидуса габбро (рис. 4).

Видимые следы плавления в матриксе отсутствуют. Тем не менее, плавление проявлено на микроуровне. Включения хлорита обладают признаками, которые трудно объяснить с позиций твердофазовой эволюции: 1) специфическая фор ма;

2) наличие радиальных (и концентрических) трещин;

3) закономерное рас пределение фазы, обогащенной РЗЭ, по периферии вакуолей.

Рис. 4. Обобщенная Р – Т эволюция метаморфизма метуальтрамафитов.

I и II – пик метаморфизма и регрессивная стадия, соответственно. Линии: сплошные – Gr – Opx барометрия;

пунктирные – Gr – Opx термометрия: точечная – водный солидус габбро Таким образом, проведенные исследования показали, что метаультрама фиты имеют сложную историю преобразований, в ходе которой неоднократно менялся минеральный парагенезис. Восстановленные Р–Т параметры свиде тельствуют о том, что эти породы можно считать синметаморфическими с ас социирующим с ними эклогитами.

Авторы признательны О.И. Володичеву и А.И. Слабунову за организацию полевых работ и обсуждение результатов. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант №09-05-01217) Литература 1. Володичев О.И., Слабунов А.И. и др. Архейские эклогиты Беломорского Подвижного Пояса, Балтийский щит // Петрология, 2004, т. 12, c. 609-629.

2. Berman R.G. Thermobarometry using multiequilibrium calculations: a new technique with petrologic applications // Canadian Mineralogist, 1991, v. 29, p. 833-855.

3. Brey G.P and Kohler T. Geothermometry in Four-phase Lherzolites II. New Thermo barometers, and Practical Assessment of Existing Thermobarometers // Journal of Petrology, 1990, v. 31, p. 1353-1378.

4. Harley S.L. The solubility of Alumina in Orthopyroxene Coexisting with Garnet in FeO– MgO–Al2O3–SiO2 and CaO–FeO–MgO– Al2O3–SiO2 // Journal of Petrology, 1984, v. 25, p. 665 696.

ВАРИАЦИИ СОСТАВА РАССЕЯННОГО ХРОМИТА БУРАКОВСКО-АГАНОЗЁРСКОГО ПЛУТОНА ЗАОНЕЖЬЯ И ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ ХРОМШПИНЕЛИДА В ПРОЦЕССЕ ЭВОЛЮЦИИ ЕГО РОДОНАЧАЛЬНОЙ МАГМЫ Николаев Г.С.

ГЕОХИ РАН, Москва, gsnikolaev@rambler.ru, Раннепротерозойский Бураковско-Аганозёрский базит-ультрабазитовый массив – крупнейший расслоенный интрузив в Евразии. Разломы разделяют его на три блока: Бураковский, Шалозёрский (Шб) и Аганозёрский (Аб). В преде лах массива выделены Краевая группа и Расслоенная серия, в которой снизу вверх сменяются четыре зоны: оливиновых, двупироксеновых, двупироксен плагиоклазовых и двупироксен-плагиоклаз-магнетитовых кумулатов [Николаев, Хворов, 2003]. Зоны отражают порядок появления фаз на ликвидусе: OlHca-Px, Lca-PxPlMt. Около половины объёма плутона составляют оливиновые ку мулаты. В силу этого фазовый состав внедрившейся магмы устанавливается однозначно: родоначальный расплав и интрателлурические вкрапленники Ol, состав которого оценён как Fo87-88. В результате исследований Краевой груп пы Аб и Шб методом геохимической термометрии были получены оценки со става родоначального расплава (AGL и SHL) [Николаев, Арискин, 2005]. Со держание Cr в родоначальном расплаве оценено в 0.14 вес. % Cr2O3.

Акцессорная хромитовая минерализация Бураковско-Аганозёрского мас сива установлена в породах зон оливиновых, двупироксеновых и нижней части двупироксен-плагиоклазовых кумулатов. Рудная хромитовая минерализация, образующая стратиформную залежь, найдена как на Аб, так и на Шб плутона.

В первом приближении она приурочена к переходу от зоны оливиновых куму латов к зоне двупироксеновых кумулатов.

На основании петрографического анализа для кристаллов хромшпине лида можно выделить два морфологических типа зёрен: ксеноморфный и идиоморфный. В нижних частях ультраосновной зоны (вскрытой скважиной 20 только на Аб) в подавляющем большинстве случаев встречаются акцессор ные аллотриоморфные зёрна хромита. Идиоморфный хромит развит в верхних 400 м зоны оливиновых кумулатов и составляет первые проценты объёма по род, являясь уже породообразующим минералом. В горизонтах расслоенной серии выше рудной залежи, которые принадлежат зоне двупироксеновых ку мулатов и нижней части зоны двупироксен-плагиоклазовых кумулатов, хро мит снова становится акцессорной фазой, не имеющей правильных кристал лографических очертаний. Хромиты первого типа могут быть интерпретиро ваны как индивиды, занимающие интеркумулятивную структурную позицию, а второго – кумулятивную.

Вариации состава интеркумулятивного хромита по разрезу нижней части зоны оливиновых кумулатов характеризуются последовательным увеличением (на протяжении 900 м разреза), а затем уменьшением (на протяжении 700 м) показателя магнезиальности хромшпинелида. Причем он изменяется синфаз но с вариациями состава оливина, а, следовательно, и с общей магнезиально стью пород [Николаев, Арискин, 2005]. Трёхвалентные катионы также обна руживают закономерные вариации. Содержания Fe3+ повторяют тренд изме нения mg#, хотя обогащение Fe3+ в верхней части разреза не столь значи тельно. Соотношения Cr и Al характеризуются большим разбросом. Деталь ное микрозондовое исследование зерен хромита выявляет широкие вариации их состава в пределах одного шлифа, тогда как в пределах отдельного зерна вариации не превышают погрешность анализа. Свидетельством долгой тер мической истории пород и, как следствие, их переуравновешивания, служат двухфазные алюмохромит-магнетитовые зерна шпинелида как предельный случай обособления фаз спинодального распада. Этот факт ставит под со мнение принципиальную возможность получения несмещенной оценки со става отдельного хромитового зерна.

Вариации состава кумулятивного хромшпинелида Аб характеризуются не значительными (4-5 номеров) различиями содержаний трехвалентных катионов, тогда как изменения их магнезиальности превышают 20 номеров (от 0.26 до 0.43).

В этих породах наблюдается зависимость показателя mg# от размера зерен: са мые магнезиальные составы имеют самые крупные кристаллы.

Составы кумулятивного хромшпинелида Шб [Чистяков, Шарков, 2008] ха рактеризуются значительно большими вариацими. По сравнению с составами ку мулятивных хромитов Аб они менее хромистые за счет увеличения доли Al и Fe3+.

Обогащение состава хромита Al и Fe3+ согласуется с большей долей интерсти циальных минералов в породах Шб относительно Аб [Николаев, Хворов, 2003].

Для модельных составов AGL и SHL были рассчитаны условия насыще ния хромшпинелидом. Расчет проводился по модели SPINMELT [Ariskin, Nikolaev, 1996] для давления в 0.001 кбар и различных содержаний Cr2O3 в рас плаве: 0.1, 0.14, 0.3 и 0.5 вес. % (рис. 1). Учитывая реальную геологическую си туацию можно сформулировать дополнительные ограничения на условия кри сталлизации хромшпинелида:

1. Присутствие магнетита в верхних частях разреза плутона позволяет предполагать “умеренно окислительные” условия близкие буферному равнове сию вюстит-магнетит (WM ± 0.5).

2. Кумулятивные кристаллы хромита установлены только в верхней части разреза зоны оливиновых кумулатов и отсутствуют в породах зоны двупироксеновых кумулатов. Следовательно, температура появления хроми та в кристаллизационной последовательности должна быть ниже температу ры оливинового ликвидуса (1300 С), но выше температуры выхода расплава на Ol – Aug котектику (1174 С). Изоплета 0.14% Cr2O3, соответствующая оценке концентрации хрома в родоначальном расплаве, пересекает выделен ный вероятный интервал посередине. Это является независимым подтвер ждением реалистичности данных построений. Результаты расчёта состава хромита, равновесного SHL, в зависимости от редокс-условий и содержания хрома приведены на рис. 2а.

Рис. 1. Расчёт условий насыщения хромшпинелидом модельных расплавов AGL и SHL.

Серым цветом выделены условия, наиболее вероятного начала кристаллизации хромита при формировании Бураковско-Аганозерского плутона Для моделирования равновесной кристаллизации составов AGL и SHL в условиях буфера WM и давления 0.001 кбар использовалась программа PETROLOG-3.0 (2008 г.) [Danyushevsky, 2001] с интегрированными уравнения ми модели SPINMELT. Для обоих модельных расплавов хромит является вто рым минералом в кристаллизационной последовательности, причем расплавы выходят на оливин-хромитовую котектику при фракционировании 2 и 5% оли вина для AGL и SHL, соответственно. Важным результатом моделирования представляется оценка пропорций хромита в котектических смесях, которые составляют 1.4 и 1 %, соответственно для AGL и SHL. Это позволяет отвергнуть гипотезу кумулятивного, первично-магматического происхождения рудного хромитового горизонта. Решение проблемы его генезиса, по-видимому, нужно искать в процессах переконцентрации хромита на посткумулятивном этапе ста новления плутона.

Траектории эволюции составов хромшпинелида на интервале его котек тической кристаллизации показаны на рис. 2b. Характерно, что, несмотря на широкие вариации, реально наблюдаемые составы кумулятивных кристаллов хромита находятся в стороне от модельных составов. Это является ещё одним аргументом в пользу предположения, что хромит теряет свой первично магма тический состав за долгую термическую историю интрузива.

Рис. 2. Результаты расчёта состава хромшпинелида равновесного модельному расплаву SHL (а). Залитое поле соответствует полю на Рис 1.

Траектории эволюции составов котектического хромита и составы реально наблюдаемых хромитов Бураковско-Аганозёрского плутона (b) Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 08-05-00194.

Литература 1. Николаев Г.С., Хворов Д.М. Бураковско-Аганозёрский расслоенный массив Заонежья:

I. Геохимическая структура расслоенной серии плутона // Геохимия. 2003. № 8. С. 847-865.

2. Николаев Г.С., Арискин А.А. Бураковско-Аганозёрский расслоенный массив Заоне жья: II. Стороение краевой группы и оценка состава родоначальной магмы методом геохи мической термометрии // Геохимия. 2005. № 7. С. 712-732.

3. Чистяков А.В., Шарков Е.В. Петрология раннепалеопротерозойского Бураковского комплекса (Южная Карелия) // Петрология. 2008. Т. 16. № 1. С. 66-91.

4. Ariskin A.A., Nikolaev G.S. An empirical model for the calculation of spinel-melt equilib rium in mafic igneous systems at atmospheric pressure: I. Chromian spinels. // Contrib. Mineral.

Petrol. 1996. V. 123. P. 282-292.

5. Danyushevsky L.V. The effect of small amounts of H2O on crystallization of mid-ocean ridge and backarc basin magmas // J. Volcan. Geoth. Res., 2001, v. 110, №3-4, p. 265-280.

НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ БИМОДАЛЬНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ КАК ИНДИКАТОРЫ ПРОЦЕССОВ ПЕРЕРАБОТКИ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ ВО ВНУТРИПЛИТНЫХ ОБСТАНОВКАХ А.А. Носова1, О.Ф. Кузьменкова2, Л.В. Сазонова3, В.М. Горожанин ИГЕМ РАН, Москва, nosova@igem.ru, РУП БелНИГРИ, Минск, kuzmenkovaof@mail.ru, МГУ, Москва, saz@geol.msu.ru, ИГ УНЦ РАН, Уфа, gorozhanin@anrb.ru Бимодальные комплексы, содержащие гранитоиды А-типа, появляются во всех обстановках, в которых играют заметную роль силы растяжения. На воз можные масштабы переработки коры во внутриплитных обстановках указывает существование бимодальных провинций, сформированных с доминирующим (до 90 % объема вулканитов) кислым магматизмом. Изотопные (Pb, Nd) и гео химические параметры гранитов и риолитов таких провинций и цирконов из них (U-Pb, Lu-Hf) показывают, что механизмы формирования кислых расплавов не ограничиваются процессами фракционной кристаллизации базитовых магм и их комбинацией с ассимиляцией корового вещества (AFC), но включают и час тичное плавление нижней и средней коры, в которое вовлекаются как новооб разованные базиты ее основания, так и более древние толщи.

Распад суперконтинента Родинии, происходивший неопротерозое, в пе риод 800-550 млн лет, сопровождался формированием многочисленных магма тических провинций на всех континентах, входивших в его состав, в том числе и на континенте Балтика – Восточно-Европейской платформе (ВЕП).

В докладе на примере бимодальных комплексов неопротерозойского воз раста, сформированных на западной и восточной пассивных окраинах ВЕП в ходе распада Родинии и вычленения из нее Балтики, рассмотрены особенности переработки континентальной коры во внутриплитных обстановках. Кислые породы изученных комплексов формировались за счет различных механизмов, что может быть связано с предшествующей геологической историей коровых блоков.

На западе ВЕП около 550 млн лет назад образовалась Волынско-Брестская провинция (ВБП), которая расположена вкрест простирания предшествующих палео- и мезопротерозойских шовных и рифтовых структур. Центральная часть ВБП, к которой приурочены проявления кислого магматизма, располо жена в области относительно молодой (поздней палеопротерозойской) коры и подверглась последней масштабной переработке задолго (около 1 млрд лет) до формирования ВБП.

Кислые породы ВБП локально распространены в центральной части про винции в средних частях разрезов между толщами оливиновых базальтов и то леитов;

они представлены вулканитами нормального (андезидациты, дациты, риодациты) и субщелочного (трахидациты) рядов. Вулканиты образуют близ кую общность составов на петрохимических диаграммах от андезито-дацитов (mg# 0,62) и риодацитов (mg# 0,54) к пижонитовым дацитам (mg# 0,33) и трахириодацитам (mg# 0,18), содержат повышенные для кислых пород количе ства TiO2 (0,80-0,91 %) и MgO (1,06-4,12 %). Мультиэлементные спектры этих по род обладают глубокими отрицательными аномалиями высокозарядных элемен тов, Eu, Sr, P, они обогащены Cs, Rb, Pb, а также легкими РЗЭ. Характер спектра соответствует гранитоидам А-типа. Кислые вулканиты имеют отрицательные значения Nd(550) около –12;

их Nd модельные возрасты близки к 2,2 млрд лет.

Изотопный состав Sr отличается высокой долей радиогенной составляющей (87Sr/86Sr(550) = 0,72773-0,73702).

Проведенные расчеты показали, что в качестве ведущего механизма гене рации кислых пород можно предполагать процесс типа AFC и ограниченное по времени и масштабам частичное плавление относительно «сухой» коры с де гидратацией биотита как основного источника флюида. В верхней коре должны были существовать магматические камеры, в которых базальтовые расплавы пребывали относительно долго, испытывали некоторую дифференциацию и прогревали значительные объемы боковых пород. Очевидно, производные та ких камер и давали основной вклад в генезис кислых пород.

На востоке ВЕП в период 730-580 млн лет назад сформировалась Запад но-Уральская провинция (ЗУП), наложенная на восточный край Волго Уральского домена, в составе которого, помимо палеопротерозойских, сущест венную роль могут играть древние (архейские) комплексы. Последний перед формированием ЗУП этап переработки и формирования коры, подстилающей эту область, по некоторым данным [Tessalina et al., 2007], мог иметь место в неопротерозое. Кислые породы в ЗУП относительно широко распространены, приурочены к различным частям разреза неопротерозоя и разнообразны по со ставу: они представлены как гранитоидными массивами (сиениты, граносиени ты, граниты A- и I-типов, лейкограниты), так и толщами риолитов.

В отличие от западной периферии ВЕП, которая развивалась как пассив ная окраина вплоть до каледонских орогенных событий, формирование ЗУП на восточной окраине ВЕП непосредственно предшествовало кадомскому ороге незу [Кузнецов и др., 2006].

На Южном Урале в зоне Уралтау известны Барангуловский и Мазаринский габбро-гранитные интрузивы. Возраст габбро и гранитов Барангуловского масси ва установлен [Краснобаев и др., 2008] U-Pb методом по цирконам (SHRIMP II) и составил 728±8 млн лет для габбро и 723±10 млн лет для гранитов, по геоло гической позиции Мазаринский интрузив имеет близкий возраст. По сущест вующим представлениям [Рыкус и др., 2004], массивы были сформированы в рифтогенной обстановке, и основным механизмом формирования бимодальной ассоциации этих массивов была кристаллизационная дифференциация базито вых расплавов.

Габбро Барангуловского массива характеризуются умеренными концентра циями Ti (около 1.6 % TiO2) и повышенными содержаниями К (около 1,5 % К2О) при Mg# 0.39-0.58.

Габбро Мазаринского массива при более высоких значениях Mg# 0.45-0. имеют более низкие концентрации TiO2 (около 1.3 %) и К2О (около 1.2 %).

Геохимические характеристики габбро обоих массивов схожи, в том числе и распределение РЗЭ, типичное для континентальных толеитовых базитов (La/Ybn 2.8-2.9, Gd/Ybn 1.4-1.5). Особенностью мультиэлементных спектров яв ляется варьирующая по величине отрицательная аномалия Nb (Nb/Nb*0.95-0.25) при практическом отсутствии отрицательных аномалий Ti и Zr. При несколько более примитивном составе габбро Мазаринского массива отличаются от габб ро Барангуловского массива изотопным составом кислорода: для первых вели чина 18О составляет 7.4-8.2 ‰, тогда как для вторых – 6.4-7.4 ‰.

В отличие от габбро, граниты Барангуловского и Мазаринского массивов значительно различаются геохимическими характеристиками. В Барангулов ском массиве распространены K-Na граниты и лейкограниты. В этом же масси ве обнаружена дайка плагиогранит-порфиров. В Мазаринском массиве пред ставлены K граниты.

К граниты по сравнению с K-Na гранитами более глиноземисты, содер жат больше Р (0.10-0.14 % Р2О5), лейкограниты резко обеднены фемическими компонентами. Плагиогранит-порфиры – породы существенно Na, довольно магнезиальные (Mg#0.36), с высоким содержанием TiO2 (0.45 %).

Геохимические характеристики K-Na и К гранитов отвечают типичным для коровых производных. Особенности распределения элементов на спайдер граммах, нормированных к среднему составу коры, соотношения петрогенных оксидов на диаграммах [Patino Douce, 1999] и различные величины Rb/Sr отно шения (1.3-1.7 и 1.9-2.2 соответственно) приближают К-Na граниты к продук там плавления протолита с существенной долей граувакковой составляющей, а K граниты – протолита с преобладанием пелитового материала. Для распреде ления REE в K гранитах характерно фракционирование легких лантаноидов отно сительно тяжелых (La/Ybn=5.0-10.5) и тяжелых лантаноидов (Dy/Ybn=1.3-1.7), умеренная отрицательная аномалия Eu (Eu/Eu*=0.42-0.46). В К-Na гранитах фракционирование лантаноидов менее выражено (La/Ybn=2.9-5.0;

Dy/Ybn = 0.9-1.0), а Eu аномалия более значительная (Eu/Eu*=0.49-0.53). Изотопный со став кислорода в K-Na гранитах характеризуется величиной 18О 9.4-10.0 ‰, то гда как 18О в К гранитах составляет 10.9-12.1‰. Начальный изотопный состав Sr этих гранитов умеренно-радиогенный 87Sr/86Sr(700) =0.70797-0.70931. Изотопный состав Nd в них соответствует Nd(700) -5.1, а Nd модельный возраст 2.0 млрд лет.

Лейкограниты имеют очень высокие Rb/Sr отношения (8-150), крайне низкие концентрации Ва (20-50 мкг/г), они обогащены Sn, Li (30-53 мкг/г) и Nb (24-76 мкг/г), а также Th и U – т.е. обладают чертами, типичными для лей когранитов Li-F типа. Соответствует этому типу гранитов и распределение REE:

в них наблюдается отчетливая тенденция к деплетированию легкими лантаноида ми (La/Ybn=0.5-2.2), очень резкая отрицательная Eu аномалия (Eu/Eu*=0.02-0.04).

Лейкограниты могут быть как предельными дифференциатами K-Na гранитов, так и происходить из собственного источника.

Плагиогранит-порфиры имеют распределение микроэлементов, соответ ствующее гранитам А типа.

В отличие от ВБП, в случае формирования бимодальных комплексов ЗУП, вероятно, доминировало более масштабное плавление коры, причем отно сительно «водонасыщенной», что приводило к появлению гранитов с геохими ческими характеристиками, приближающими их к гранитоидам I- и S-типов, а AFC процессы имели подчиненное значение.

Работа поддержана грантом РФФИ № 09-05-90423.

Литература 1. Краснобаев А.А., Козлов В.И., Пучков В.Н., Ларионов А.Н., Нехорошева А.Г., Береж ная Н.Г. О возрасте Барангуловского габбро-гранитного комплекса Южного Урала. Геологи ческий сборник № 6. Информационные материалы ИГ УНЦ РАН, 2007, Уфа : Дизайнполи графсервис, с. 7-16.

2. Кузнецов Н.Б., Соболев А.А., Удоратина О.В., Герцева М.В. Доордовикские грани тоиды Тимано-Уральского региона и эволюция протоуралид-тиманид. Сыктывкар : УрО Ран, Коми НЦ, 2005. 98 с 3. Рыкус М.В., Сначёв В.И., Насибуллин Р.А., Рыкус Н.Г., Савельев Д.Е. Осадконакопле ние, магматизм и рудоносность северной части зоны Уралтау. Уфа, 2002. 266 с.

4. Patino Douce A.E. What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? In Castro A, Fernandez C, Virgneressese JL (Eds). Under standing granites: Intergrating New and Classical techniques. Geol Soc Lond Spec Publ 168.

1999.Р. 55–75.

5. Tessalina S.G., Bourdon B., Gannoun A., Capmas F., Birck J-L., Allgre C. Complex pro terozoic to paleozoic history of the upper mantle recorded in the Urals lherzolite massifs by Re–Os and Sm–Nd systematics. Chemical Geology. 2007. V. 240. P. 61- УСЛОВИЯ И ФАКТОРЫ ОБРАЗОВАНИЯ БЛАГОРОДНЫХ ОПАЛОВ МЕСТОРОЖДЕНИЯ РАДУЖНОЕ (ДАЛЬНИЙ ВОСТОК РОССИИ) В.А. Пахомова1, В.Б. Тишкина1, Б.Л. Залищак1, А.В. Игнатьев1, Л.Н. Куриленко2, В.Г. Курявый2, С.Ю. Буравлева1, В.А. Соляник Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, Pakhomova@fegi.ru Институт химии ДВО РАН, Владивосток, laptash@ich.dvo.ru Исследование посвящено происхождению благородного опала в мааст рихтских андезитах северянской свиты Приморья и представляет собой опыт комплексного анализа магматической системы, эволюция которой завершается образованием минерального месторождения. К настоящему моменту это един ственное в России проявление благородного опала, имеющее статус месторож дения [Ляшенко, 2004].

Существующие на современном уровне геологических знаний взгляды на происхождение благородных опалов основаны, главным образом, на изучении наиболее продуктивных австралийских месторождений опала в древних корах выветривания. В то же время многие аспекты образования опалов в эффузивах остаются невыясненными, а физико-химические параметры среды образования той или иной разновидности – неизученными. Экспериментальные работы по выращиванию опала еще в конце ХХ века привели к его успешному синтезу, а в последние годы – к решению задачи выращивания монокристаллических опа ловых нанопленок [Калинин, Сердобинцева, Плеханов, 2007]. Однако единст венным надежным источником стартовых параметров для синтеза и экспери ментов всегда были и остаются сведения о природных месторождениях и усло виях их образования.

Месторождение Радужное входит в состав Алчанского агатоносного рай она, выделенного как минерагеническое подразделение по результатам поиско вых работ на агат. Алчанский агатоносный район расположен в пределах За падно-Сихотэ-Алинской вулканической зоны, наложенной на более ранние структуры Сихотэ-Алинской мезозойской складчатой области. Границы района определяются площадью развития вулканитов андезито-базальтовой формации верхнемелового возраста, с которыми пространственно и генетически связана опал-агатовая минерализация. Рассматриваемая площадь охватывает среднюю часть агатоносного района. Из стратифицированных образований в её пределах широко развиты позднемеловые вулканиты, значительно менее распространены осадочные породы триаса и мела, а также четвертичные отложения. Интрузив ные образования очень немногочисленны и представлены небольшими штока ми пироксенитов (К1), дайками меймечитов (К1) и габбро-диабазов.

Основные вмещающие опаловую минерализацию породы в пределах Центральной опалоносной зоны на месторождении Радужное представляют со бой брекчиевидные роговообманковые и плагиоклаз-роговообманковые анде зиты. В целом породы района образуют непрерывный ряд составов от базальтов до андезитов, располагающихся в основном вблизи границы полей толеитовой и известково-щелочной серий. Обломочная текстура пород обуславливает на личие в них многочисленных пустот, благоприятных для локализации опала, в том числе и благородного.

По форме выделения благородного опала на месторождении Радужное различаются желваки размером от 5 до 30 мм в плотных гидрослюдисто монтмориллонитовых агрегатах, гнезда от первых мм до 45 мм, прерывистые прожилки мощностью до 8 мм и пленки в матричной породе, прослои или опа лесцирующие области без четких границ в обыкновенном опале.

Распределение в промышленных телах крайне неравномерное, часто благородный опал встречается в ассоциации с обыкновенным опалом, халце доном, агатом. Как правило, бесцветный благородный или обыкновенный опал выполняет центральную зону, а к краевым частям жилы сменяется свет лоокрашенным молочным обыкновенным опалом. Особенности строения и состава различных опаловых прожилков свидетельствуют о существовании двух способов заполнения пространства жил: 1) в виде существенно кремние вого флюида (жилы выполнения) и 2) метасоматическим способом (жилы и зоны замещения).

По классификации Энтони Смолвуда [Anthony Smallwood, 2006], на ме сторождении Радужное большинство опалов относятся по тону к №№ 4-9, сте пень прозрачности образцов различна, большая часть исследованных образцов имеет не менее трех цветов игры. Большинство благородных опалов на место рождении, вне зависимости от игры цветов, светлоокрашенные, просвечиваю щие, молочные, голубовато-зеленые. Кроме того, встречаются прозрачные об разцы ярко-желтого и ярко-оранжевого цветов, так же, как и практически не прозрачные темно-серые и темно-коричневые. Что касается окраски обыкно венного опала и фона благородного, необходимо отметить присутствие на ме сторождении практически всех цветовых разновидностей, кроме черного.

Химический состав опалов месторождения Радужное сходен по соответ ствующим параметрам с благородными опалами зарубежных месторождений.

Из редко встречающихся в опалах элементов отмечены V (до 8.5·10-3 масс. %), Rb (до 2.24·10-3 масс. %), Sr (до 4.09·10-2 масс. %), Zr (до 9.73·10-2 масс. %), Mg (до 1,42 масс. % MgO). Физические свойства опалов: плотность от 1,85 до 2, г/см3;

твердость по шкале Мооса 4,5-5;

количество воды от 2,5 до 5,8 вес.% (расчетные величины);

показатель преломления от 1,395 до 1,487. К особой группе можно отнести пористые и хрупкие опалы, которые отличаются низкой плотностью, повышенной хрупкостью, высоким показателем преломления.

Анализ основных факторов и параметров образования вмещающих опа ловую минерализацию андезитов и благородных опалов месторождения Ра дужное приводит к следующим выводам.

1. Температура начала кристаллизации интрателлурических вкрапленни ков плагиоклаза из вмещающих опаловую минерализацию андезитов соответ ствует интервалу 1150-1100 °С, давление – 3.5-4 кбара. Установлено гетероген ное состояние магмы в период кристаллизации плагиоклаза, ее маловодность и обогащенность углекислотой.

2. По характеру метасоматических процессов и минеральным ассоциаци ям в изучаемых андезитах (монтморилонит, гидрослюда, опал, халцедон, реже хлорит и гидромусковит), они отнесены к пропилитам.

3. Установлен изотопный возраст благородных и обыкновенных опалов:

18OSMOW – около 19.5 ‰. По известной методике [Kita, 1985;

O’Neil, 1987;

Brandriss, 1998] определена максимальная температура образования благород ного опала, которая составила 160 °C. Согласно результатам экспериментальных данных [Калинин, Воссель, Сердобинцева, 1998;

Камашев, 2003), а также диа грамме растворимости кремнезема [Копейкин, 2004], определено минимальное значение рН в присутствии солей, равное 7.5. Поскольку исследуемые объекты представляют собой благородный опал, следует учесть, что значения рН в ин тервале 7.5-9, приводит к образованию преимущественно кубической и прими тивной гексагональной упаковок. Для образования плотнейшей упаковки, не обходимой для образования природного благородного опала, важно повышение рН раствора до 9.5 [Камашев, 2003].


4. Изучена структура благородных опалов (атомно-силовой микроскоп, ИХ ДВО РАН). Ранее подобное исследование было проведено на электронном микроскопе «Эмма» (РГГУ, г. Москва). Установлено, что разноокрашенные благородные опалы не различаются по структуре и размеру глобул. Подтвер ждено известное утверждение о зависимости размера глобул и длины волны дифрагируемого света, определяющей цвет опалесценции.

5. В процессе изучения природы окраски опалов (обыкновенных и фона благородных) установлено, что в качестве основных элементов, ответственных за окраску опалов, выступают Fe, Mn, Ti и Ni, для которых четко устанавлива ется общая прямая зависимость насыщенности и интенсивности окраски. Ин тенсивно окрашенным опалам свойственны максимальные содержания железа;

согласно данным ЭПР, в желтых, коричневых и красном образцах присутствует Fe3+, в зеленых различных оттенков – Fe2+ [Tishkina, 2007].

6. Рассмотрен механизм образования опаловых прожилков, которые об ладают признаками двух взаимоисключающих способов заполнения простран ства жил: 1) в виде существенно кремниевого флюида (жилы выполнения) и 2) метасоматическим способом (жилы и зоны замещения). Т.е. гидротермальное минералообразование осуществлялось двумя способами: путем заполнения флюидопроводящих каналов (флюидодоминирующий режим) и посредством метасоматического замещения (порододоминирующий режим).

7. На основании геохимической аргументации [Симаненко, 2004] и трен дов распределения составов самих вулканитов и закаленных стекол расплавных включений в интрателлурических вкрапленниках плагиоклазов вулканитов предполагается, что вмещающие опаловую минерализацию андезиты относятся к породам, формирующимся в обстановке континентальных окраин.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, грант №08-05 12029 и проекта ДВО РАН, № 09-3-В-08-450.

Литература 1. Калинин Д.В., Воссель С.В., Сердобинцева В.В. Новая интерпретация структуры благо родного опала и энергетический анализ взаимодействия сферических частиц кремнезема при его образовании // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 7. С. 1013-1016.

2. Калинин Д.В., СердобинцеваВ.В., Плеханов А.И. От благородного опала – к нанопленкам // Из первых рук. 2007. № 1 (13). С. 22-27.

3. Ляшенко Е.А. Минерально-сырьевая база цветных камней России // Разведка и охрана недр. № 1. 2004. С. 20-22.

4. Симаненко В.П., Ханчук А.И. Сеноманский вулканизм Восточно-Сихотэ-Алинского вул канического пояса (геохимические особенности) // Геохимия. 2004. № 8. С. 866-878.

5. Brandriss M.E., O’Neil J.R., Edlund M.B., Stoermer E.F. Oxygen isotope fractionation be tween diatomaceous silica and water // Geochim.Cosmochim. Acta, 1998, 62, 7, pp. 119-1125.

6. Kita I., Tagushi S., Matsubaya O. Oxygen isotope fractionation between amorphous silica and water at 34-930C // Nature, 1985, 314, pp. 63-64.

7. O’Neil J.R. Preservation of H, C and O isotopic ratios in the low temperature environment.

In “Stable isotope geochemistry of low temperature processes” by T.K. Kyser ed., Mineralogical Association of Canada, 1987, 13, pp. 85-128.

8. Tishkina V.B., Pakhomova V.A., Mikhailova K.D., Zalishchak B.L., Zharchenko S.Yu., Ushkova M.A. and Laptash N.M. Coloration of opal from the Raduznoe Deposit (Russian Far East) // The Journal of The Gemmological Association of Hong Kong, 2007, Volume XXVIII, p. 92-95.

СВЯЗЬ ТЕТРАД-ЭФФЕКТОВ В РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ РАСПРЕДЕЛЕНИЯХ ГРАНИТОИДНЫХ ПОРОД С ПРОЦЕССАМИ ФТОРИДНО-СИЛИКАТНОЙ ЖИДКОСТНОЙ НЕСМЕСИМОСТИ И.С. Перетяжко, Е.А. Царева Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, pgmigor@igc.irk.ru Плавная форма нормированных к хондриту редкоземельных спектров гранитоидных пород часто осложнена закономерными максимумами и мини мумами или тетрад-эффектами. Такие особенности распределений связывают с нарушением когерентности периодического заполнения 4f-подуровня элек тронной конфигурации лантаноидов в четырех группах или тетрадах: La-Nd, Pm-Gd, Gd-Ho, Er-Lu. Для численного выражения величин тетрад-эффектов в спектрах гранитоидов используют группы T1 (La-Nd), T3 (Gd-Ho) и T4 (Er-Lu).

Нормированные спектры РЗЭ большинства магматических пород не имеют явно выраженных тетрад-эффектов. Максимумы M-типа с выпуклыми кривыми между конечными элементами в тетрадах характерны для спектров РЗЭ редкометальных гранитоидных пород (Li-F гранитов, щелочных гранитов, онгонитов, топазовых риолитов, гранитных пегматитов), а также слагающих их породообразующих и акцессорных минералов. Из анализа многочисленных публикаций можно заключить, что тетрад-эффекты M-типа отчетливо проявле ны только в спектрах РЗЭ обогащенных F (иногда, F и B) гранитоидов вследст вие определенных условий их образования. Метасоматические изменения таких пород в большинстве случаев не приводят к появлению или усилению тетрад эффектов M-типа в спектрах РЗЭ. При метасоматических процессах происхо дит вынос или привнос лантаноидов, часто с преобладанием тяжелых над лег кими, в спектрах РЗЭ появляются прогибы (особенно между Gd и Ho), иногда отрицательная или положительная цериевая аномалия. Попытки объяснить по явление тетрад-эффектов фракционированием минералов при кристаллизации гранитного расплава не привели к однозначным выводам. Поскольку не обна ружено взаимосвязи между величинами тетрад-эффектов, интенсивностью и типом метасоматических преобразований пород (высокотемпературных и/или низкотемпературных), а также с процессами фракционной кристаллизации по родообразующих и акцессорных минералов, есть все основания считать, что особые распределения РЗЭ гранитоидных расплавов формировались еще в оча гах их накопления, вероятно, в надликвидусных P-T условиях.

Процессы дифференциации основных и средних силикатных расплавов не приводят к появлению значимых тетрад-эффектов в магматических породах.

Нет также никаких оснований предполагать какой-либо особый механизм изби рательного накопления РЗЭ, обеспечивающий появление тетрад-эффектов в гомогенных гранитоидных расплавах. Вместе с тем, можно допустить, что осо бые редкоземельные спектры гранитоидной магмы образуются в результате ее гетерогенизации и перераспределения РЗЭ между силикатным расплавом и другими несмесимыми фазами. Такими фазами могут быть гомогенный флюид разной плотности и состава или смесь из двух флюидов, выделяемых при дега зации магмы в процессе ее первичного и/или вторичного кипения. В обогащен ных фтором гранитоидных расплавах также весьма вероятна жидкостная не смесимость с образованием фторидных расплавов, флюидных или солевых рас плавов (расплавов-растворов) [Граменицкий и др., 2005]. Обязательным услови ем появления тетрад-эффекта M-типа в редкоземельных спектрах силикатных расплавов должно быть обратное накопление РЗЭ (W-типа) в тетрадах редкозе мельных спектров несмесимых с ними фаз.

Из экспериментальных данных следует, что коэффициенты распределения DРЗЭ между флюидами и кислыми гранитоидными расплавами намного меньше единицы и составляют сотые и тысячные доли [Граменицкий и др., 2005]. Следова тельно, значительное снижение содержаний РЗЭ в кислом гранитоидном расплаве может быть достигнуто только при очень большой массовой доле равновесного с ним флюида. В открытой системе это означает, что масса флюида, проходящего через расплав, должна во много раз превышать массу образованной из нее поро ды. Для большинства магматических систем выполнение такого условия нереаль но. Солевые расплавы или рассолы способны накапливать намного больше РЗЭ, чем флюиды. Однако и в этом случае для эффективного фазового перераспреде ления РЗЭ в гранитоидной магме требуются значительные массы солевых распла вов или рассолов, сопоставимые с массой магмы или образованной из нее породы.

В противоположность флюидам, фторидные расплавы способны концен трировать в десятки-сотни раз больше РЗЭ, чем силикатные. По данным [Veksler et al., 2005] при 700-800 °С и 1 кбар коэффициенты распределения DРЗЭ для фторидного и силикатного несмесимых расплавов значительно сни жаются от La (DLa = 74-198) к Lu (DLu = 18-87), а для промежуточных элементов в тетрадах (Ce, Pr и Tb, Dy) характерны минимумы DРЗЭ. Альтернативой фто ридному расплаву будет любая другая фаза с тетрад-эффектами W-типа в спек трах РЗЭ. Породообразующие и акцессорные минералы гранитоидов, а также хлоридные, фосфатные, сульфатные и боратные концентрированные солевые жидкости не обладают подобными свойствами (только карбонатитовый расплав имеет заметные проявления тетрад-эффектов). Таким образом, особые распре деления РЗЭ с тетрад-эффектами М-типа в гранитоидных породах могут быть следствием процессов фторидно-силикатной жидкостной несмесимости в обо гащенных фтором силикатных магмах.

Ранее было показано [Перетяжко и др., 2007], что образование необыч ных обогащенных Ca и F афировых и порфировых пород в массиве онгонитов Ары-Булак (Восточное Забайкалье) связано с процессами несмесимости фто ридно-кальциевых (F-Ca) и остаточных силикатных расплавов. Высокие содер жания кислорода (до 10-16 мас. %) в F-Ca расплаве препятствовали кристалли зации из него флюорита. В расплавных включениях обнаружены фторидные стекла, близкие по составу к флюориту, селлаиту, криолиту, хиолиту и сложного состава с разным соотношением Al, F, Na, Ca, Mg. Наличие F-Ca стекла в афировых породах и его “следов” в порфировых онгонитах показывает, что силикатный расплав до своего внедрения в магматическую камеру уже содер жал обособления фторидных расплавов.

Рис. Нормированные спектры РЗЭ пород с разным содержанием Ca в массиве Ары-Булак:

(а) – порфировые онгониты (до 1.4 мас.% СаO);

(б) 1 – порфировые породы (3.61-9.38 мас.% СаO), 2 – фторидно-кальциевое стекло и 3 – силикатная основная масса этих пород;


(в) – афировые и порфировые породы (5.64-21.84 мас. % СаO) Спектры РЗЭ пород массива имеют сильные тетрад-эффекты. В порфиро вых онгонитах (рис. а) тетрад-эффекты M-типа проявлены в группах La-Nd (T1=1.70±0.17), Gd-Ho (T3=1.12±0.14) и Er-Lu (T4=1.29±0.09). Увеличение массо вой доли F-Ca стекла в порфировых породах до 5-13 мас.% приводит к росту суммы РЗЭ в ~2.5 раза и снижению величины T1 за счет появления минимума Ce (рис. б). Отрицательная аномалия Ce, по всей видимости, вызвана тем, что фто ридные расплавы имеют наиболее сильный прогиб (тетрад-эффект W-типа) в группе La-Nd. Аномальное поведение Ce также может быть связано с изме нением его валентного состояния (Ce3+ Ce4+) в окислительных условиях, при которых кислород входил в F-Ca расплав. Следует отметить крайне низкое не хондритовое отношение Y/Ho (10-12) для порфировых пород и увеличение это го отношения до 17 в афировых разностях.

Дегазация обогащенных фтором магматических флюидов через порфиро вые и афировые породы юго-западного фланга массива приводила к выносу и перераспределению РЗЭ. На нормированных спектрах РЗЭ этих пород видно постепенное удаление La, Nd и всех РЗЭ от Gd до Lu из порфировых онгонитов (рис. а, обр. АРБ60) и обогащенных Ca и F порфировых пород (рис. б, обр. АРБ68, АРБ26, АРБ181). Интенсивная дегазация высокотемпературных флюидов при водила к близким распределениям РЗЭ (рис. в) и значительному снижению их суммы в породах юго-западного фланга. Эти процессы сопровождались преиму щественным удалением тяжелых РЗЭ (особенно, Tb, Dy, Ho, Er), что дает вогну тую форму спектра в группе Gd-Ho (T3=0.88±0.16) и преобладание легких над тя желыми лантаноидами (LREE/HREE=2.3). Данная особенность связана с повышен ной устойчивостью и миграционной способностью во флюидах F-содержащих комплексов тяжелых относительно легких РЗЭ.

Анализ причин появления тетрад-эффектов в гранитоидных породах и данные изучения пород массива онгонитов Ары-Булак позволяют сделать ряд выводов и предположений.

Нормированные спектры РЗЭ фторидных расплавов имеют тетрад эффекты W-типа, что вызывает появление тетрад-эффектов M-типа в спектрах РЗЭ несмесимых с ними силикатных расплавов. Удаление из магматических очагов таких силикатных расплавов и дальнейшая их кристаллизация приводит к образованию пород с тетрад-эффектами в спектрах РЗЭ. Появление в редко метальных гранитоидных породах распределений лантаноидов с преобладани ем тяжелых над легкими РЗЭ (LREE / HREE 1) и тетрад-эффектами M-типа являет ся следствием процессов фторидно-силикатной несмесимости в обогащенной фтором магме. Наиболее сильный тетрад-эффект в группе La-Nd, проявленный во многих гранитоидных породах, связан с особенностями распределения РЗЭ между фторидными, силикатными расплавами и F–Cl-содержащими флюидами.

Низкое не хондритовое отношение Y/Ho 15 с большой долей вероятности сви детельствует об участии фторидных расплавов в процессах дифференциации обогащенных фтором кислых гранитоидных магм.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ 08-05-00471.

Литература 1. Граменицкий Е.Н., Щекина Т.И., Девятова В.Н. Фазовые отношения во фторсодержащих гранитной и нефелинсиенитовой системах и распределение элементов между фазами (экспери ментальное исследование). М. : ГЕОС, 2005. 188 с.

2. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Царева Е.А., Сапожников А.Н. Несмесимость фторидно кальциевого и алюмосиликатного расплавов в онгонитах массива Ары-Булак (Восточное Забай калье) // Докл. АН. 2007. T. 413. № 2. C. 244-250.

3. Veksler I.V., Dorfman A.M., Kamenetsky M., Dulski P., Dingwell D.B. Partitioning of lantha nides and Y between immisible silicate and fluoride melts, fluorite and cryolite and the origin of the lan thanide tetrad effect in igneous rocks // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. P. 2847-2860.

СКАРНЫ В ВЕРХНЕЧЕГЕМСКОЙ ВУЛКАНИЧЕСКОЙ ПОСТРОЙКЕ Н.Н. Перцев1, В.М. Газеев1, Е.В. Галускин2, И.О. Галускина2, А.Г. Гурбанов1, А.Е.Задов 1 ИГЕМ РАН, Москва, pertsev@igem.ru;

Cилезский университет, г. Сосновец, Польша, galuskin@us.edu.pl;

3ООО ТЕПЛОХИМ, Москва, aezadov@yandex.ru.

Современная физико-химическая теория образования скарнов как объек тов проявления контактового метасоматизма и рудоносности разработана Д.С. Коржинским (1993) и его школой. Скарны возникают при высокотемпера турном взаимодействии разных, химически контрастных сред – карбонатных пород, богатых щелочно-земельными компонентами, и силикатных твердых пород или магм, богатых кремнеземом и глиноземом, при транспорте вещества потоками высокотемпературного флюида инфильтрационно или диффузионно через флюид. Скарновыми минералами считают известковые и магнезиальные высокотемпературные (существенно безводные) силикаты, которые могут со держать также глинозем, железо и марганец, слагающие скарновые зоны и тела.

Диапазон условий образования скарнов определяется в основном Т-рСО2 – параметрами. Высокое давление СО2 препятствует образованию скарнов, ведет к извлечению Са и Mg из скарновых силикатов, их карбонатизации с повыше нием химической активности SiO2. Высокое содержание MgO – 15-20 масс.% в исходной карбонатной породе (доломите) расширяет поля стабильности маг незиальных скарновых минералов в область повышенных давлений СО2 и об щих флюидных давлений.

Тесно связана с теорией скарнообразования теория магматического заме щения пород магмой под действием трансмагматических флюидов, в том числе и таких контрастных силикатным магмам пород, как известково- и магнезиально карбонатные. При замещении карбонатных пород магмой создается промежу точный буфер, представленный набором твердых метасоматических зон между жидкой магмой и карбонатной породой, ступенчато термодинамически уравно вешивающий магму с внутренней (эндо) зоной скарна с магмой и внешней (экзо) скарновой зоны с карбонатом. В течение многих лет, считалось, что известковые скарны не образуются в магматическую стадию, поскольку наблюдались случаи непосредственного замещения магматической породой известковых мраморов, с отсутствием высокотемпературных буферных скарновых зон и обычном при сутствии эндоскарнов. Но при повышенном давлении СО2 во флюиде, что прямо связано с глубинностью процесса, кальцит приближается к равновесию с сили катными магматическими расплавами, и отпадает причина возникновения бу ферных скарновых зон на фронте магматического замещения. При воздействии магматического флюида, растворяющего и выносящего кальцит, происходит не посредственное заполнение магмой освобождающегося в мраморе пространства.

Наибольший интерес для образования скарновых зон магматической стадии и разнообразия скарновых минералов и парагенезисов представляют необычайно высокие температуры (850-1100 °С) и исключительно низкие давле ния СО2 в интервале 107-103 Па (100-0.01 бар). Этим условиям соответствуют контакты карбонатных пород с вулканитами и/или субвулканическими магмами.

Скарновые проявления и минералы в вулканических постройках (особенно на Везувии и Айфеле) и на контактах с малоглубинными дайками и штоками из вестны давно (в Шотландии, Ирландии, в Сибирских траппах и в других регио нах) и стали местом открытия десятков минералов, встречающихся в проявлени ях локального пирометаморфизма, и необычно высокотемпературных скарнов.

Работы петрологов ИГЕМ на вулканах Приэльбрусья привели к откры тию новой провинции «вулканических» скарнов. Первые же исследования там скарнированных карбонатных ксенолитов, начатые нами в 2006 г., выявили обилие редких и неизвестных минералов в скарнах, сложность их ассоциаций.

Они представили трудность получения мономинеральных и монокристальных препаратов для применения современных минералогических и кристаллохими ческих методов исследований. Интерес к проблеме привел к созданию нефор мального коллектива на базе сотрудников ИГЕМ (штатных и внештатных) с ак тивным участием ряда зарубежных исследователей и лабораторий.

Исследования в Верхнечегемской вуканической постройке проведены и продолжаются на ксенолитах юрских известняков и доломитов, залегавших го ризонтально на глубине 1.2-1.6 км и обнаженных в бортах кальдеры, образо вавшейся во время вулканических извержений риодацитов 2.5-2.8 млн лет на зад. Скарнообразование здесь отличается разнообразием условий – от более од нородных и более длительных в субвулканической магматической камере на уровне пласта карбонатных пород до резко сменяющихся по Р-Т параметрам и составом летучих во флюиде (Cl2, F2, SO3, CO2, H2O) при подъеме ксенолитов карбонатных пород с лавой в подводящем канале, и в игнимбрите.

Благодаря низкому давлению СО2 в субвулканической камере, на уровне карбонатного слоя образовывались скарновые зоны, представленные набором редких высококальциевых породообразующих силикатов (ларнит, спуррит, рон дорфит, гидроксилэллестадит, ранкинит, рустумит, «хлормайенит», вадалит и др.).

Среди них нами были открыты новые скарновые породообразующие минералы – кальциевые аналоги группы гумита (чегемит – Са7(SiO4)3(ОН,F)2, фторный ана лог райнхардбраунситa – кумтюбеит Ca5(SiO4)2(F,ОН)2, а также кальциооливин – Ca2SiO4 [Задов и др., 2008]. Продолжается исследование пока недостаточно полно изученных известковых силикатов. Среди наиболее интересных параге незисов отмечены альтернативныe по активности [Cl2]: Ca8Mg(SiO4)4Cl2 (рон дорфит) + 2CaCO3 (кальцит) = MgO (периклаз) + 2Ca5(SiO4)2CO3 (спуррит) + [Cl2]. Периклаз-спурритовый парагенезис, по-видимому, является пока наибо лее высокотемпературным и низким по давлению СО2 среди всех скарновых парагенезисов. Кроме того он стирает различие между известковыми и магне зиальными скарнами.

Последовательность изменения состава флюида во времени отражена в замене одних минералов и парагенезисов другими.

Наиболее ранними из скар нообразующих минералов были хлорсодержащие, сосуществовавшие с ларни том и спурритом: рондорфит, рустумит, вадалит и «хлормайенит». Высокая температура и изменяющийся состав флюида приводил к быстрой смене пара генезисов, увеличению количества разных минералов в минеральных ассоциа циях с ларнитом и/или спурритом. Эволюция минеральных парагенезисов во времени говорит о смене состава флюида от раннего появления хлорсодержа щих минералов к обильной фторной минерализации (флюорит, куспидин, каль циевые аналоги группы гумита – чегемит-F и кумтюбеит). С падением темпера туры уменьшается и отношение F/OH в куспидинах, чегемитах и других каль циевых аналогах гумитов. Сульфатная минерализация приурочена в значитель ной степени к заключительной стадии скарнообразования. Она представлена широким развитием минералов группы эллестадита.

Высокотемпературные скарновые зоны локально в той или иной степени затронуты низкотемпературными гидротермальными вторичными (поствулка ническими) изменениями. Главную роль среди этих вторичных минералов иг рают кальцит, брусит, афвиллит, минералы группы эттрингита, бултфонтейнит, гидрокалюмит, ксонотлит, гиллебрандит, гидрогроссуляр, лизардит и др.).

В отличие от обычных скарнов, часто несущих различное оруденение, «вулканические скарны» не содержат промышленного оруденения прежде всего из-за скромных размеров ксенолитов и скарновых зон, но в оценке сме ны условий и парагенезисов они важны. Весьма информативны они и в отно шении специфических акцессорных минералов, помогающих оценить условия эволюции минералообразования в отношении поведения Zr, Sn, Ti, U, As, Sb.

Среди акцессорных минералов авторами открыты циркониевый аналог перов скита – лакаргиит СaZrO3 [Galuskin et al., 2008] и новый пироксеноид магне зионептунит KNa2Li(Mg,Fe)2Ti2Si8O24, также продолжается исследование не скольких потенциально новых минералов: оксида СaU6+O4, «оловянного»

Ca3Sn2Fe2SiO12 уранового граната Ca3U(Zr,Sn)Fe3O12, [Галускина и др., 2008].

Интерес представляют некоторые особенности мономинеральных обособле ний в скарнах Верхнего Чегема. Наряду с зонами из двух-трех ведущих высо котемпературных минералов с тонкими непрозрачными примесями (в том числе и вторичными) часто встречаются чистые мономинеральные образова ния со свободной ориентирокой индивидуальных зерен, заполняющих чечеви цеобразные или овальные контуры. Эти выполнения сложены одним из сле дующих минералов: ларнитом, кальциооливином, спурритом, куспидином, че гемитом, райнхардбраунситом, кумтюбеитом, т.е. минералами, наиболее близ кими по составу к ортосиликату кальция. Несомненно, это псевдоморфозы.

Однако загадкой остается замещенный минерал, пока не встреченный в релик тах. Вероятно, таким минералом мог быть высокотемпературный диморф спуррита – параспуррит, замещавшийся при температуре ниже его перехода в спуррит. Нужно отметить также, что спуррит и параспуррит являются фазами, обладающими максимальным набором стабильных высокотемпературных скарновых парагенезисов. Запрещен лишь их парагенезис с волластонитом.

Другие необычные морфологические онтогенические особенности – прояв ленная грануляция минералов (кальциевых аналогов группы гумита, майени та, вадалита, рондорфита) и редкие симплектитовые зоны в общей зонально сти скарнов.

Несмотря на полноту разработки блестящей по своему качественному совершенству теории скарнообразования, созданной Д.С. Коржинским, она только во второй половине прошлого века начала обрастать количественны ми характеристиками, накоплением термохимических и экспериментальных данных. Новый век с его новыми возможностями принес расширение границ условий скарнообразования, минерального состава, и минеральных парагене зисов скарнов. Понятней становятся сходства и различия условий техноген ного синтеза в керамической и цементной промышленности и природного минералообразования.

Работа выполнена при частичной поддержке РФФИ, проект 08-05-00181а.

Литература 1. Галускина И.О., Газеев В.М., Галускин Е.В., Перцев Н.Н., Задов А.Е., Гурбанов А.Г. Пер вая находка уранового граната в природе // Второй международный симпозиум «Уран: ресурсы и производство». Москва ВИМС. 26-28 ноября, 2008, Тезисы, с. 2. Задов А.Е., Газеев В.М., Перцев Н.Н., Гурбанов А.Г., Гобечия Е.Р., Ямнова Н.А., Чу канов Н.В. Кальциооливин – старый и новый минеральный вид. Записки ВМО, 2008, Т. 137, вып 3, c. 57- 3. Коржинский Д.С. Петрология скарновых месторождений. Избранные труды. М. : Нау ка, 1993, 287 с.

4. Galuskin E.V., Gazeyev V.M., Armbruster T., Zadov A.E., Galuskina I.O., Pertsev N.N., Gurbanov A.G., Dzierzanowski P., Kadyski M., Winarski A. Lakargiite CaZrO3 – a new mineral of the perovskite group from the North Caucasus, Kabardino-Balkaria, Russia. Amer. Mineral. 93.

2008. 1903-1910.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ С МАНТИЕЙ В ЗОНЕ СУБДУКЦИИ А.Л. Перчук1,2, О.С. Корепанова ИГЕМ РАН, Москва, alp@igem.ru, 2ИЭМ РАН, Черноголовка, alexeeva@iem.ac.ru;

Океаническая литосфера является огромным резервуаром водного флюида, заключенного в структуре минералов [Schmidt and Poli, 1998]. Выделение этого флюида вследствие реакций дегидратации и миграция в породы вышележащей мантии является ключевым фактором в развитии процессов метаморфизма, маг мообразования и внутриплитных землетрясений в обстановке субдукции. Боль шие термальные градиенты, характерные для зон субдукции, затрудняют изуче ние взаимодействия холодной океанической коры с горячей мантией традицион ными экспериментальными методами, основанными на изотермо-изобарических опытах. Нами предлагается новый подход, позволяющий воспроизводить особен ности высокоградиентной термальной структуры зон субдукции на установке ти па “цилиндр-поршень” (ЦП). Эта методика основана на создании значительного температурного градиента, обеспечивающего протекание реакций дегидратации в образцах коровых пород в низкотемпературной области, и синхронное воздейст вие высвобождающегося существенно-водного флюида на породы мантии в вы сокотемпературой области. В данной работе рассматриваются экспериментальный результаты, моделирующие взаимодействие разных аналогов коры (фенгит- глау кофановый сланец и амфиболит) с оливином – модельным аналогом мантии.

Методика эксперимента В экспериментах использовались разные типы исходных вещества, нахо дящихся в ампуле в виде своеобразного «сэндвича». В одном из опытов “сэн двич” состоял из глаукофан-фенгитового сланца из Максютовского комплекса, Южный Урал и форстерита из карьера Ахайм, Норвегия. Эксперимент прово дился при 2.5 ГПа в течение ~20 часов при температуре на верхнем конце 3 мм ампулы– 1150 °С. В другом опыте, в ампулу длиною 2.7 мм помещался амфибо лит из Блыбского комплекса, Большой Кавказ и форстерит из карьера Ахайм, Норвегия. Эксперимент проводился при 2.5 ГПа в течение ~91 часов. На верх нем конце ампулы поддерживалась температура 1200 °С. Ампула в ячейке вы сокого давления в каждом опыте размещалась вертикально, При этом её верх няя часть с порошком оливина находилась в более высокотемпературной об ласти, чем глаукофановый сланец (амфиболит). Распределение температур в ампуле рассчитывалось с помощью численного моделирования термальной структуры всей ячейки с учётом реальных размеров веществ после опыта. При моделировании использовалась специальная программа, учитывающая теплофи зические свойства композитных материалов [Schilling, Wuender, 2004]. Коррект ность расчётных температур для используемой установки ЦП устанавливалась с помощью специальных калибровочных экспериментов с 2-мя термопарами, находящимися на разных (фиксированных) уровнях ячейки. Согласно расчётам, в ампуле с амфиболитом и оливном при температуре 1200 °С на верхнем конце, температура на её нижнем конце составляла ~960 °С. В другом опыте темпера тура вдоль ампулы менялась от 1150 до ~ 900 °С. Р-Т условия экспериментов в целом соответствовали режиму так называемой «горячей» субдукции, созда ваемой медленно погружающейся молодой литосферой [Peacock, 1990].

Результаты Сэндвич “амфиболит-оливин”. В ходе эксперимента в нижней, более холодной, части ампулы можно наблюдать замещение амфибола гранат омфацитовой (эклогитовой) ассоциацией. Выделившийся в ходе этой реакции флюид, снижал температуру солидуса, способствуя частичному плавлению веще ства. На изображении в отраженных электронах (рис. 1) отчётливо прослеживает ся масштабная миграция расплава из нижней в верхнюю часть ампулы, где рас плав реагировал с форстеритом с образованием глиноземистого ортопироксена (Al2O3~6 мас.%). В расплаве помимо ортопироксена присутствует также волокни стые агрегаты амфибола барруазитового состава. Состав новообразованного гра ната и омфацита в эклогите закономерно меняется: ближе к контакту в гаранте увеличивается магнезиальность, а в омфаците снижается содержание жадеитовой молекулы. Химический состав расплава в ампуле соответствует дациту повышен ной щелочности, но в оливиновой области он менее кислый и обладает меньшей щелочностью и магнезиальностью, чем в области исходного амфиболита.

Сэндвич “фенгит-глаукофановый сланец – оливин” также обнаруживает интенсивное преобразование исходных веществ, характер которого зависит от температуры и химического состава. В нижней части ампулы отмечено частич ное разложение глаукофана с образованием амфибола барруазитового состава и альбита (рис. 2 а) иногда в ассоциации с биотитом. Продукты замещения глау кофана образуют симплектиты по границам зерен, а также узкие «каналы», не сомненно, связанные с миграцией водного флюида. В приконтактовой с оливи ном области глаукофановый сланец в значительной степени замещен барруа зит–ортопироксен-альбитовыми и альбит-корунд-биотитовыми симплектитами.

Диаграммы состав-парагенезис показывают, что симплектиты являются продук тами разложения глаукофана и фенгита, соответственно. Обратим внимание, что продуктов плавления на этом участке не обнаруживается. В непосредственном контакте с оливином отмечен интенсивный рост биотита и граната. Расплав, ак тивно участвующий в этом процессе, имеет трахидацит-риодацитовый состав.



Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 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.