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:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 12 |
-- [ Страница 1 ] --

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

КОЛЬСКИЙ НАУЧНЫЙ ЦЕНТР

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

ГЕОЛОГИЯ И ГЕОЭКОЛОГИЯ:

ИССЛЕДОВАНИЯ МОЛОДЫХ

Материалы XVI конференции

молодых ученых,

посвященной памяти члена-корреспондента АН

СССР

профессора К.О. Кратца

Апатиты 2005

УДК: 55+552.11+550.948+502

Сборник материалов конференции включает доклады молодых

специалистов в различных областях наук о Земле академических, учебных и производственных организаций России и зарубежных стран, представленные на XVI конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР профессора К.О. Кратца, проходившей 15-19 ноября 2005 г. в Геологическом институте КНЦ РАН, г. Апатиты. Он состоит из пяти тематических чаcтей:

Геология, петрология и петрохимия, - Геохимия и геохронология, Минералогия и кристаллография, - Полезные ископаемые, - Геоэкология. В статьях, представленных к публикации, рассматриваются не только проблемы региональной геологии и экологии, но и общего научного, прикладного и методического значения.

Сборник будет интересен и полезен ученым, аспирантам, студентам, ведущим исследования в области геологии, геохимии, геохронологии, геоэкологии и других геологических дисциплин.

Геология и геоэкология: исследования молодых. Материалы XVI конференции молодых ученых, посвященной памяти члена-корреспондента профессора К.О. Кратца. Под редакцией акад. РАН Митрофанова Ф.П.. г.

Апатиты, 15-18 ноября 2005 г. – Апатиты, 2005. – 426 С.

Издано по решению Ученого совета Геологического института к 75-ти летию КНЦ РАН при финансовой поддержке Фонда содействия отечественной науке Главный редактор – акад. РАН Ф.П.Митрофанов Научные редакторы – секции 1,2 - к.г.-м.н. В.А. Припачкин, 3, 5 - д.г.-м.н.

Ю.Л. Войтеховский, 4 - к.г.-м.н. Ю.Н. Нерадовский. Техническая редакция – В.Ю. Калачев, Е.А. Ниткина, макетирование – Н.Н. Галкин.

© Геологический институт КНЦ РАН © Авторский коллектив © Макет Инф. центр ГИ КНЦ РАН Предисловие главного редактора Всероссийская конференция молодых ученых посвящена Кауко Оттовичу Кратцу - член-корреспонденту АН СССР, заслуженному деятелю науки Карельской АССР, ведущему специалисту в области геологии, петрологии и геохронологии докембрия, кавалеру двух орденов Трудового Красного Знамени, лауреату Государственной премии СССР.





Организа торами проведения ежегодных встреч молодых специалистов с 1990 года явялются Геологический институт Кольского НЦ РАН (г. Апатиты), Институт геологии Карельского НЦ РАН (г.Петрозаводск) и Институт геологии и геохронологии докембрия РАН (г.С.-Петербург). В работе конференции принимают участие молодые ученые, аспиранты и студенты центров и отделений РАН, университетов и институтов из Москвы, С. Петербурга, Апатитов, Мурманска, Петрозаводска, Сыктывкара, Новосибир ска, Иркутска, Воронежа, Архангельска, Киева и Перми. С каждым годом отмечается расширение географии её участников. Оргкомитетом XV конференции, проводившейся 19 октября 2004 года в г. Санкт-Петербурге, было рекомендовано провести XVI конференцию 15-18 ноября 2005 г. в г.

Апатиты на базе Геологического института КНЦ РАН. На нынешнюю конференцию представлено 112 докладов, из них 70 на пленарные и секционные заседания от научных, производственных и учебных организаций Москвы, Санкт-Петербурга, Петрозаводска, Апатитов, Новоси бирска, Иркутска, Сыктывкара, Екатеринбурга, Воронежа, Архангельска, Киева, Перьми, Мурманска, Оулу, Вильгельмсхафена, Баку, Тбилиси, Душанбе, Владивостока, Владикавказа, Миаса, Казани, Караганды, Минска, Николаева, Улан-Удэ и Уфы.

В представленных докладах затрагивается широкий круг проблем, которые освещаются в материалах конференции, включающих разделы: 1) Геология, петрология и петрохимия, 2) Геохимия и геохронология, 3) Минералогия и кристаллография, 4) Полезные ископаемые, 5) Геоэкология.

Анализ проведения состоявшихся конференций показывает постоянный рост квалификации молодых исследователей и расширение круга их научных интересов. Они дают возможность молодежи под руководством специалистов высшей квалификации представлять материалы своих исследований, проведенных на современном научном уровне. Все большее число исследований имеет инновационно привлекательный характер.

Высокая оценка конференций дана не только ведущими специалистами геологами России, но и стран ближнего и дальнего зарубежья. Материалы, представляемые на XVI конференцию, будут интересны геологам, геохронологам, геохимикам, геофизикам и геоэкологам.

С наилучшими пожеланиями участникам конференции, академик РАН Ф.П. Митрофанов.

СЕКЦИЯ 1. ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОЛОГИЯ И ПЕТРОХИМИЯ.

МЕХАНИЗМЫ ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД С РЕДКОЙ КИАНИТ-СТАВРОЛИТ-РОГОВООБМАНКОВОЙ АССОЦИАЦИЕЙ (КУКАСОЗЁРСКАЯ СТРУКТУРА, СЕВЕРО КАРЕЛЬСКИЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫЙ ПОЯС) О.С. Алексеева*, П.Я. Азимов** *Санкт-Петербург, Санкт-Петербургский государственный горный институт (Технический университет) им. Г.В. Плеханова, alexeevaos@yandex.ru ** Санкт-Петербург, Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, az@pa1400.spb.edu В метаморфических образованиях Северо-Карельского зеленокаменного пояса (СКЗП), отделяющего Карельский кратон от Беломорского подвижного пояса, известны породы, содержащие необычную минеральную ассоциацию:

роговая обманка + кианит + ставролит [1]. Происхождение этих пород на данный момент дискуссионно. В настоящей работе рассмотрены вопросы происхождения таких пород, встречающихся в восточной части Кукасозёрской структуры, входящей в состав СКЗП.





Кукасозёрская структура сложена вулканногенно-осадочными породами позднеархейского и раннепротерозойского возраста. Породы с ассоциацией роговая обманка + кианит + ставролит изучены в пределах детального участка вблизи предполагаемого контакта верхнеархейских и нижнепротерозойских комплексов. Граница комплексов стратиграфическая, но в ходе метаморфизма она была тектонизирована. Изучаемые породы встречены среди амфиболитов архейского возраста, переслаивающихся с биотитовыми и гранат-биотитовыми гнейсами. Амфиболиты и гнейсы смяты в совместные складки. В телах амфибо-литов явно различима минеральная и цветовая неоднородность, проявляющаяся в виде пятнистости и полосчастости (рис. 1). Полосы имеют незначительную ширину (5-30 см) и Рис. 1. Текстуры и соотношения пород, богатых клиноамфиболом (Cam) и ортоамфиболом (Oam), в том числе содержащих макроскопически видный протягиваются на расстояние до 1.5 м. Все породы рассечены многочисленными кварцевыми жилами нескольких генераций. Жилы ранних генераций сами участвуют в деформациях вмещающих пород, а поздние жилы секут не только вмещающие породы, но и более ранние жилы. В самых поздних жилах наблюдаются небольшие полости и пустоты.

Амфиболиты, вмещающие изучаемые породы, представляют собой рассланцованные, реже массивные серовато-зелёные существенно роговообман-ковые породы с небольшим количеством плагиоклаза (андезина) и кварца. В них отмечаются осветлённые участки с линзочками травянисто-зелёного цвета и полосчатой текстурой, в которых макроскопически наблюдаются мелкие бирюзовые кристаллы кианита, коричневые кристаллы ортоамфибола или кум-мингтонита и участки мелкозернистой ставролит-содержащей породы.

Микроскопическое изучение пород показывает, что они сложены роговой обманкой (Hbl), плагиоклазом (Pl), кварцем (Qtz), кианитом (Ky), ставролитом (St), ортоамфиболом (Oam) и куммингтонитом (Cum) в различных соотношениях. В породе присутствуют вторичные биотит и хлорит. В гнейсах, развитых в пределах участка, наблюдается замещение ставролита и кианита анортитом и появление парагенезиса граната с кальцитом и анкеритом.

Изучение пород, содержащих кианит и ставролит совместно с амфиболом, показало, что в них широко развиты реакционные структуры. В породах, наиболее богатых роговой обманкой, появляется либо только Рис. 2. Выделения ставролита, замещающего клиноамфибол (чермакит), и каймы кианита вокруг зёрен клиноамфибола.

кианит, либо только ставролит. Они появляются в виде кайм, обрастающих по краям крупные кристал-лы роговой обманки, или замещают её (рис. 2). По мере увеличения их количества кианит и ставролит появляются вместе и перекристаллизовываются. Ортоам-фибол также замещает роговую обманку, но он появляется только в присутствии ставролита и кианита. Плагиоклаз в породах, содержащих ортоамфибол, отсутствует. Постепенно количество роговой обманке в породе уменьшается. Одновременно она меняет состав, становясь бесцветной в шлифах, и перекристал-лизуется, приходя в равновесие с новообразованными минералами.

По мере уменьшения количества клиноамфибола ортоамфибол становится преобладающим минералом. Он равновесно сосуществует с кианитом и ставро-литом, но нередко замещается кварцем, появление которого можно, вероятно, связать с развитием многочисленных кварцевых жилок. Кроме окварцевания, наблюдается замещение ортоамфибола новообразованным кианитом, развиваю-щимся в ассоциации с кварцем (вплоть до образования кианит-кварцевых жилок), хлоритизация и развитие биотита, образующего просечки и жилки в породе. Однако эти процессы (окварцевание, поздняя кианитизация, хлоритизация и биотитизация) развиты локально и не приводят к формированию отдельных пород (даже в масштабе шлифа), а только образуют отдельные участки с преобладанием новообразованных минералов.

Геологическая позиция, особенности текстуры и характер минеральных реакций в системе показывают, что кианит-ставролит-ортоамфиболовая порода связана с амфиболитом постепенными переходами. Породы с минеральной ассоциацией “роговая обманка + кианит + ставролит” являются переходными в ряду от амфиболита к ортоамфибол-содержащей породе.

Такие переходы не являются изохимическими, что явствует из сопоставления формул минералов.

Появление новых пород в результате неизохимических минеральных реакций, происходящих в ходе метаморфизма, позволяет предполагать, что мы имеем дело с метасоматическими процессами. На это также указывают текстуры (пятнистые, полосчатые и т.д.), морфология тел, сложенных разными типами пород, обилие гидротермальных жил и прожилков, необычный валовый состав ортоамфибол-содержащих пород (высокая глинозёмистость, отсутствие щелочей и кальция в существенно ортоамфиболовых породах). В этом случае амфиболит является исходной породой (субстратом), а переходы от него к ортоамфиболовым породам могут быть описаны метасоматической колонкой [2]:

0. Hbl+Pl±Qtz (исходный амфиболит) I. Hbl+Pl+Ky или Hbl+Pl+St II. Hbl+Ky+St III. Hbl+Ky+St+Oam IV. Oam+Ky+St+Hbl V. Oam+Ky+St VI. Oam+Ky VII. Oam±Cum Эта колонка является схематической, то есть отражает не после довательную смену ассоциаций в пространстве, а характер процессса.

Явно выраженная последовательность смены зон отсутствует, что может быть связано с нестацио-нарностью метасоматоза в условиях тектонических деформаций.

Для изучаемых метасоматитов характерны неравновесные структуры минеральных агрегатов и патология морфологии и анатомии кристаллов слагающих их минералов (радиально-лучистые и скелетные кристаллы и т.д.). Это, как и реакционные структуры между минералами, указывает, что минеральные реакции протекали вдали от равновесия. Существенная неравновесность может возникать при взаимодействии породы с агрессивным раствором.

Анализ метасоматической колонки позволяет оценить поведение химических элементов при метасоматозе. Исходная порода (амфиболит) имеет основной состав, тогда как породы тыловой зоны, сложенные ортоамфиболом, по содержанию SiO2 отвечают ультраосновным породам. В породах промежуточных и тыловой зон отсутствуют Na2O и CaO, присутствующие в амфиболите. В то же время появление глинозёмистых минералов (кианита, ставролита, вероятно, ортоамфибола) указывает на накопление Al2O3 по отношению к исходной породе.

По сравнению с исходным амфиболитом возрастает также суммарное содержание FeO+MgO. Таким образом, в ходе метасоматического процесса из амфиболитов выносятся Na2O, CaO и SiO2 и накапливается Al2O3. Вынесенный CaO частично откладывается рядом, в гранат-биотитовых гнейсах, что проявляется в замещении глинозёмистых минералов (ставролита и кианита) анортитом и в образовании Ca содержащих карбонатов. Имеющиеся данные не позволяют определить, связано ли увеличение содержания FeO+MgO с их привносом в породу или же с накоплением при выносе других элементов. Уменьшение содержание кремнезёма и увеличение концентрации оснований позволяет отнести процесс к основному метасоматозу (базификации).

Характер метасоматоза, объём затронутых им пород, характер привноса выноса указывают на инфильтрационный характер метасоматоза. Вероятнее всего, он связан с движением растворов по проницаемой зоне, которой является тектоническая граница, предположительно отделяющая позднейархейские комплексы от раннепротерозойских.

Работа поддержана грантами программы BRHE (персональный грант О.С. Алексеевой для молодых учёных 2005 г. НОЦ при СПбГГИ и грант Y1-G-15-04), грантом научной школы НШ-615.2003.5 и Фондом поддержки отечественной науки.

Литература 1. Московченко Н.И., Турченко С.И. Метаморфизм кианит-силлиманитового типа и сульфидное оруденение. Л.: Наука, 1975, 140 с.

2. Глебовицкий В.А., Бушмин С.А. Послемигматитовый метасоматоз. Л.: Наука, 1983, 216 с.

ПЕТРОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ГАББРО-ПЕГМАТИТОВЫХ ЖИЛ ВОЙКАРО СЫНЬИНСКОГО МАССИВА И.С. Астахова Сыктывкар, Институт геологии КомиНЦ УрО РАН, museum@geo.komisc.ru Войкаро-Сыньинский массив представляет собой сильно вытянутое тело северо-восточного простирания протяженностью около 200 км и шириной 20-50 км. Массив окаймлен с запада комплексом метаморфизованных осадочных и вулканогенных пород палеозойского и доордовикского возраста, с востока – комплексом метаморфизованных пород силур девонского возраста.

В геологическом строении основное место занимают гарцбургиты, менее распространены дуниты и оливин-антигоритовые породы – войкариты.

Среди гипербазитов развиты разнообразные жильные образования, которые находятся в резко подчиненном значении. К жильному комплексу в ультрабазитах относят породы дунит-пегматиты, верлиты и вебстериты, состящие из оливина и в разных соотношениях ромбического и моноклинного пироксенов, мономинеральные ортопироксениты и клинопироксенииты, жилы хлорита и серпентиниты, жадеититы и нефриты, диабазы и габбро. На Войкаро-Сыньинском массиве жильные породы встречаются как в дунитах, так и в перидотитах[1, 4].

Габброиды объединяют пироксен-плагиоклазовые породы, резко неоднородные по составу, и в зависимости от количественного соотношения имеют лейкократовый, меланократовый и момноминеральный характер. Данные тела, залегающие в перидотитах, мощностью от 1 до 4 м прослежены по простиранию до 10 м. Непостоянные по простиранию с неясными, извилистыми контактами с вмещающими породами нередко представлены в виде высыпок по склонам гор. Характерной особенностью их является симметрично-зональное строение. Центральная часть жил сложена преимущественно плагиоклазом, которая с обеих сторон оторочена зонами, мощностью от 10 до 40 см, состоящими из амфибола и пироксена. Контакт между зонами не резкий, с различным количественным соотношением минералов. Породы имеют резко такситовое строение, что обусловливает присутствием петрографических и текстурных разновидностей габброидов.

При петрографическом исследовании пород установлено, что центральная плагиоклазовая часть преимущественно сложена плагиоклазом двух генераций. Плагиоклаз первой генерации – реликтовый, обычно олигоклаз № 20-30. Данная разновидность менее распространена в породе и составляет 3 - 5 %. Он представлен в породе таблитчатыми выделениями, размер зерен достигает до 1 мм. Кристаллы сильно катаклазированы и интенсивно серпен-тинизированы. Плагиоклаз второй генерации по составу типичный альбит № 7-10. Более крупные кристаллы (до 3 мм) альбита иногда практически полностью замещают кристаллы олигоклаза.

Амфибол в породе представлен в виде удлиненных зерен, размер которых достигает до 2 – 3 мм. Иногда они слагают неправильные цепочки.

В породе встречены чешуйки мусковита, чаще всего они рассеяны по мономинеральной плагиоклазовой матрице. Чешуйки минерала неправильной формы размером от 1 мм до 0,5 см. Структура плагиоклазовой породы определяется формой и размером выделений плагиоклаза. Границы между плагиоклазовой и амфиболитовой зонами нечеткие. Процентное соотношение породообразующих минералов меняется в зависимости от места взятия образца в жиле.

Следующая практически мономинеральная амфиболитовая зона представляет собой среднезернистый агрегат амфибола темно-зеленого цвета. Зерна имеют вытянутый, игольчатый облик, иногда образуя сноповидные или веерообразные сростки. Порода неравномернозернистая, размер индивидов достигает 3 см. Местами встречен альбит, зерна которого имеют неправильную форму размером до 0,3 мм. Иногда прослежены прожилки альбита, мощность которых достигает первых сантиметров. В породе обнаружены единичные зерна акцессорного минерала (магнетит) достигают 0,1 мм. Он рассеян в самих кристаллах амфибола в виде тонкой пыли, а также в виде единичных зерна развит в самой породе.

При микроскопическом изучении пород выделяется следующая зона, мощность которой не превышает нескольких сантиметров, а иногда она практически полностью выклинивается. При невыдержанной мощности данная зона имеет нечеткие границы с предыдущей. Амфибол по своему облику и оптическим константам схож с амфиболом из предыдущей зоны. На темно зеленом фоне выделяются зерна пироксена. Под микроскопом установлено присутствие рудного минерала, талька и слюды. Пироксен представлен угловато изометричными бесцветными зернами. Желтовато-бурая слюда образует тонкочешуйчатый агрегат. Тальк в виде мелкочешуйчатого агрегата в небольшом количестве развивается между зерен или по трещинам породообразующих минералов.

Помимо этого на Войкаро-Сыньинском массиве прослежены мономинеральные амфиболовые тела (актинолититы), мощность которых до 10- см. Вмещающие породы служат чаще всего перидотиты. Контакт с вмещающими породами резкими, но при микроскопическом изучении видно как кристаллы амфибола врезаются в зерна оливина и пироксена. Амфибол макроскопически от грязно-зеленого до темно-зеленого цвета. Длина зерен составляет 2-3 мм, реже достигает 1 см. Форма их удлиненно-призматическая. Под микроскопом амфибол чаще бесцветный, иногда светло-зеленый со слабым плеохроизмом (от зеленоватого, до светло-бурого цвета). В состав породы помимо амфибола входит небольшое количество магнетита, хлорита, иногда присутствует серпентин.

Магнетит присутствует в мелких зернах от 0,01 до 0,2 мм в поперечнике.

Акцессорный минерал рассеян в виде пыли в кристаллах амфибола, но чаще прослеживается скопления магнетита в виде прожилков мощностью до первых сантиметров. Хлорит образует рассеянные чешуйки, иногда скопления.

Проведены рентгенографические исследования на дифрактометре ДРОН-1 (Сu K - излучение). Исследовались мономинеральные пробы плагиоклаза с центральных участков и с зальбанд жил. Полученные результаты характеризуют плагиоклаз с практически постоянными параметрами элементарной ячейки ( 8,114, b12,787, с7,160, 94о16’, 116о35’, 87о40’) и позволяет говорить о плагиоклазе триклинной сингонии. Исследованный альбит по значениям угла близок к низкотемпературному альбиту.

Одной из типоморфных особенностей плагиоклазов является состав минерала. При пересчете состава минерала на формулу по кислородному методу выведена усредненная формула Na0.87-0.86Ca0.01-0.05[Al0.95-1.09Si2.9-2.99O8], что соответствует составу альбита. Однако прослежена зависимость цвета минерала от химического состава. В пробах альбита серого цвета содержание марганца достигает 0,3 масс.%, а в альбите белого цвета снижается практически до нуля. Такое явление связывают с включением силикатов, например пироксена или оливина, но при микроскопическом изучении включения не обнаружены.

Для выявления геохимических особенностей был проведен приближенно количественный спектральный анализ. Содержание Ni (0 - 0,0008%), в плагиоклазах очень низкое и это связано с прераспределение данного элемента в сосуществующих амфиболах. Низкое содержание титана (0,01-0,025%) и хрома (0,0008-0,001%) связано с перераспределением в хромшпинелиды. Другие элементы Co, Pb, Zn характеризуются не высокими содержаниями и не характерными для минералов группы плагиоклазов. Основными элементами, которые концентрируются в альбите являются Sr и Ba. Содержание Sr достигает от 0,075 до 0,24%. При сравнении распределения данного элемента в альбите разного цвета в белом альбите намного больше концентрация, чем в сером.

Концентрация бария варьирует от 0,0045 до 0,043%.

Содержание Sr и Ba в плагиоклазах указывает на привнос данных элементов в систему, тем самым породы могли образовываться метасоматическим путем при четком распределении элементов по минералам.

Для выявления типоморфных особенностей амфиболов использовался рентгено-фазовый анализ. Пробы отбирались с учетом различных оттенков зеленого цвета. Был отобран минерал из амфиболовой зоны габбро пегматитов, имеющий темно-зеленый цвет, и для сравнения светло-зеленый актинолит. Существенных вариаций в параметрах элементарной ячейки в пределах погреш-ности у различных по цвету амфиболов не прослежено.

Средние параметры для исследованной группы минералов: а=9.80±0.03, b=17.96±0.02, с =5.241±0.010, 0= 104.7±0.3.

Для изучения особенностей химизма минералов данной группы использовался рентгено-флуорисцентный метод. При анализе распределения Ca и Mg установлено, что, чем больше содержания магния в минерале, тем меньше содержания кальция. Особенно ярко это проявлено в пробе актинолита с участка р. Лагорта, где Ca отсутствует, а содержание Mg достигает - 43%. Такая же тенден ция прослежена в распределении Fe и Mg. Минимальное содержание компонента характерно для тремолитового ряда (0,4%), самое высокое в актинолите с уч. р.

Лагорта (до 10%). Распределение Ca и Na характерно более низкое содержание данных компонентов для актинолита по сравнению с другими разностями, самое высокие - для паргаситовых роговых обманок. Схема распределения элементов за ключается в следующем: чем больше содержание Са, тем больше содержание Na.

Содержание Ni в амфиболах сильно варьирует и значительно выше, чем в плагиоклазах. Это связано с концентрацией данного элемента в сосуществующих амфиболах. Самое высокое значение соответствует тремолиту (0,075%), а самое низкое – актинолиту (0,017%). Содержание титана в амфиболах практически постоянное (0,025%), но в актинолите (пробы 4017) достигает 0,075%. Хром содержится от 0,075 до 0,095%. Чаще всего данные элементы входят в хром шпинелид, который развивается в амфиболе в виде пыли. Другие элементы Co, Pb, Zn, V характеризуются не высокими концентрациями и не значительным колебанием в содержании. Однако концентрация Ba, который не характерен для этих минералов, колеблится от 0,0009 до 0,01%. Эти значения существенно ниже, чем в плагиоклазах, но для роговой обманки оно максимально, в отличии от содержание данного элемента в актинолите.

Ультраосновные породы обладают устойчивым набором минералов в определенных Р-Т диапазонах. Для определения условия образования габброидов можно применить амфибол-плагиоклазовый термометр. Парагенезис этих двух минералов чрезвычайно широко распространен в магматических и метамор фических породах. Для данного термометра рассчитывается распределение Ca и Na в породообразующих минералах [2,3]. Для определения условий образования габброидов использовались результаты рентгено-флуорисцентного и спектраль ного анализов породообразующих плагиоклазов и амфиболов. Мономинеральные пробы отбирались из одного образца.

При нанесении полученных данных на диаграмму приблизительно установ лены температуры образования плагиоклазитов. Порода, состоящая из альбита и роговой обманки, располагается ниже изотермы 4000 – это самая низкотемпера турная порода. Порода, состоящая из альбита и тремолита, находится в области 4100 – самая высокотемпературная. Порода, состоящая из альбита и актинолитовой роговой обманки, промежуточная и соответствует более низким температурам в районе 4000 - 4050.

Литература 1. Виноградская Г.М. Некоторые жильные образования Войкаро-Сыньинского перидотитового массива на Урале. СПб: Минералогический сборник №2: Материалы ВСЕГЕИ. 1961. Вып. 45, с. 15-36.

2. Малахов И.А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазитов. М:

Наука, 1983, 225 с.

3. Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов.- Москва: Наука, 1970. – С. 4. Савельева Г.Н. Жильные породы юж.части Войкаро-Сыньинского массива на Полярном Урале // Материалы по геологии и полезным ископаемым Севра-Востока европейской чатси СССР, вып. 5. – Сыктывкар: Коми книжное из-во, 1965. – С. 96- СОСТАВ ФЛЮОРИТОВ ИЗ ГРАНИТОВ-РАПАКИВИ САЛМИНСКОГО МАССИВА (Ю. КАРЕЛИЯ) КАК ИНДИКАТОР ЭВОЛЮЦИИ ГРАНИТОИДНОЙ СИСТЕМЫ Е. А. Баженова С.-Петербург, СПбГУ, Jane-2geolspbgu@yandex.ru Флюорит является "сквозным" минералом Салминской гранитоидной системы.. В настоящей работе приведены результаты изучения морфологических особенностей и состава флюоритов, главным образом, редких и редкоземельных элементов, из всех фаз гранитов и пород экзоконтакта. Флюорит, как показали многочисленные исследования [1], не обладает селективным поглощением РЗЭ, а содержит различные примеси в зависимости от условий минералообразования.

Таким образом, наличие того или иного количества РЗЭ во флюоритах может служить индикатором эволюции минералообразующей среды по мере развития Салминского массива.

Салминский гранитный массив расположен в Северном Приладожье в северо-западной части Саво-Ладожской структурной зоны и имеет трехфазное строение: I фаза представлена мелкозернистыми овоидными амфибол-биотитовыми гранитами;

II фаза-неравномернозернистыми биотитовыми слабо-порфировидными гранитами;

III фаза протолитионитовыми микроклин-альбитовыми лейкогранитами.

От ранних стадий развития массива к поздним наблюдается изменение морфологии флюорита: слабоокрашенные нераскристаллизованные выделения флюоритов в гранитах сменяются копьевидными желтоватыми и кубическими кристаллами насыщенно фиолетового цвета в породах экзоконтакта. Одновременно с этим происходит смена парагенетической ассоциации флюорита во вмещающих гранитах, связанная с альбитизацией и редкометальной специализацией гранитов поздних фаз.

Состав флюоритов изучался с помощью эмиссионного спектрального количественного метода и метода ICP-MS. На графике 1 представлено распределение РЗЭ во флюоритах из пород разных фаз массива, в логари фмическом масштабе показаны концентрации РЗЭ от легких к более тяжелым, нормированные на хондрит.

По полученным данным были установлены следующие закономерности в распределении РЗЭ. В пределах гранитного массива суммарное содержание РЗЭ последовательно уменьшается от ранних фаз к поздним. Наиболее высокая концентрация РЗЭ установлена во флюорите из биотитовых слабопорфировидных гранитов II фазы (9332 г/т). В протолитионитовых микроклин-альбитовых гранитов III фазы содержание РЗЭ уменьшается до 1556 г/т. Наименьшим содержанием РЗЭ (284 г/т) характеризуется микроклин-фенгитовый грейзен из экзоконтакта. Снижение суммарного содержания РЗЭ во флюоритах происходит за счет уменьшения концентраций легких РЗЭ, накапливавшихся преиму-щественно на начальной стадии образования гранитов. о чем свидетельствует снижение La/Yb отношения. В этом же направлении возрастает дефицит Eu, указывая на альбитизацию гранитов поздних фаз. Флюорит из грейзенов во вмещающих гранитогнейсах характеризуется слабовыраженной Eu аномалией. По мере дифференциации гранитного массива наблюдается также уменьшение концентраций Fe, Sr, Ta, U и увеличение содержания Sn и W, что отражает специализацию гранитов разных фаз.

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu График 1. Распределение РЗЭ во флюоритах из различных фаз Салминского массива 33-граниты II фазы;

29-граниты III фазы, 4-грейзен из экзоконтакта;

134-граниты Выборгского массива Обнаруженный во флюоритах из Li-F гранитов Забайкалья "тетрад эффект" не был установлен во флюоритах из протолитионитовых лейкогранитов (F до 1,5 масс%) Салминского массива.

Литература 1. Никольская Ж. Д., Гордиенко Л. И., Петрология и металлогения гранитоидных формаций Карелии. М.:Недра, 1977.152 с.

2. Badanina et. al. The behavior of rare earth and lithophile trace elements in rare-metal granites: a study of fluorite, melt inclusions and host rocks from the Khangilay complex, Transbaikalia. Can. mineral. (in press).

НОВЫЕ ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ ПО РИФЕЙСКИМ ИНТРУЗИВНЫМ ОБРАЗОВАНИЯМ СЕВЕРА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ (ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ).

Р.В.Веселовский*, В.Э.Павлов* *Москва, Институт физики Земли РАН, veselovskiy@ifz.ru Палеомагнитное исследование позднедокембрийских геологических объектов Сибирской платформы проводится с целью изучения геодинамической эволюции Сибирской платформы в конце протерозоя.

Из-за отсутствия надежных палеома-гнитных определений до сих пор остается невыясненным положение Сибири в мировых палеотектони ческих реконструкциях, в частности остается дискус-сионным вопрос о положении Сибири в структуре позднепротерозойского суперконтинента Родиния. Получение новых палеомагнитных данных может позволить решить эти вопросы.

С этой целью летом 2004 года было предпринято палеомагнитное исследование магматических (интрузивных) тел основного состава – даек и силлов, расположенных на северной окраине Сибирской платформы и обнажающихся в долине реки Фомич (левый приток р.Попигай).

Местоположение района исследований показано на рис.1. Отобрана представительная коллекция – более чем 300 ориентированных штуфов из тел, внедренных в верхнепротерозойские осадочные породы плитного комплекса. В данной работе представлены результаты обработки пилотной коллекции, состоящей из 89 образов (по 5-6 из каждого тела).

Результаты детальной температурной магнитной чистки позволили выделить компоненты ЕОН в большинстве образцов из 15 тел:

низкотемпературную (современную) и высокотемпературную (характеристическую). Векторы высокотемпературной компоненты образуют биполярное распределение (кластеры 1 и 2 на рис.2);

однако, выделенные направления не проходят на 95% уровне доверия тест обращения, что возможно связано с неполным удалением наложенной компоненты в процессе чистки (/c=15.5/14.0) (см. рис.2). Присутствие направлений практически противопо-ложных полярностей служит указанием на первичность намагниченности в исследуемых телах.

По выделенному направлению характеристической компоненты был рассчитан палеомагнитный полюс Сибирской платформы (рис.3а, полюс F).

К сожалению, на настоящий момент не имеется современных датировок абсолют-ного возраста исследуемых тел;

по единичному определению K-Ar методом время внедрения оценивается в 820-1135 млн лет назад [1]. Заметим, что рассчитанный полюс лежит довольно близко к полюсу D (см. рис.2 и табл. 1), полученному нами несколькими годами ранее при исследовании верхнерифейских интрузивных тел долины реки Джогджо (западный склон Анабарского массива) [2]. Такое расположение полюсов может являться свидетельством относительной близости времени внедрения этих тел. Тем не менее, эти полюсы значимо различаются, что указывает на неодновозрастность магматических событий, приведших к форми Рис. 1. Расположение Рис. 2.

исследованных районов Результаты температурной магнитной чистки а,b – типичные для коллекции диаграммы Зийдервельда;

с – стереограмма полученных палеомагнитных направлений, группирующихся в двух кластерах: 1 и 2;

d – средние направления и их круги доверия для каждого из кластеров рованию интрузивных тел на западной и северной окраинах Анабарского массива.

Важно отметить, что результаты данной работы следует рассматривать как предварительные в силу довольно малого количества обработанного материала. Однако уже на данном этапе исследований можно достаточно определенно сделать следующие выводы:

1) Подавляющее большинство даек и силлов долины реки Фомич являются перспективными объектами для палеомагнитных исследований, результаты которых могут быть использованы для палеореконструкций.

2) Во время формирования изученных даек и силлов (среднем позднем рифее(?)) Сибирская платформа находилась в приэквато риальной области, а район работ – практически на экваторе (рассчитан-ная палеоширота точки исследований близка к 3° с.ш.), и была развернута относительно современного положения на ~30° против часовой стрелки (рис.3b, положение F).

Рис. 3.

а – палеомагнитные полюсы Сибирской платформы, полученные по двум районам: F – река Фомич [эта работа], D – река Джогджо [2];

b – реконструкция положения Сибирской платформы во время образования интрузивных тел в долинах рек Фомич (F) и Джогджо (D).

3) Внедрение основных субвулканических интрузий севера и юго запада Анабарского массива происходило неодновременно, хотя и в относительно близкие интервалы геологической истории.

4) Близость положений рассчитанных полюсов и полюса, полученного по дорифейским (возраст около 1800 Ма) породам чайской свиты Акитканского пояса юга сибирской платформы [3], возможно, указывает на значительно более древний возраст даек и силлов Анабара, чем это предполагалось ранее.

Таблица 1. Палеомагнитные направления и палеомагнитные полюсы Средние координаты Координаты Кол-во места палеомагнитного полюса объекто N D I K отбора в A95 (Dp/Dm) р.Фомич (эта работа) 106.5 71.5 27 5.6 12.3 5.9 19.2 257.8 3.0/5. Дайки р.Джогджо (R3) [2] 8 104.2 70.3 225.7 20.0 4.0 25.9 233.3 2.3/4. 5 24. Примечание к таблице:, широта и долгота места отбора проб;

N число образцов;

D, I, K, 95 характеристики распределения Фишера: склонение, наклонение, кучность и радиус круга доверия соответственно;

,, A95 широта, долгота и радиус круга доверия палеомагнитного полюса;

Dp/Dm величины полуосей овала доверия.

На следующем этапе исследований будет проведена полная чистка отобранной коллекции и изотопное датирование интрузивных тел.

Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ 04-05-65024 и 03-05 64423 и INTAS, грант № 03-51-5807.

Литература 1. Xрамов A.H. (ред.). Палеомагнитные направления и палеомагнитные полюса.

Cправочные данные по CCCP. Bыпуск 2. Mатериалы Mирового Центра Данных Б, Mосква, 1973.

2. Веселовский Р.В., Павлов В.Э., Петров П.Ю. Результаты палеомагнитных исследований магматических тел Западного Прианабарья. В кн.: Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. 2001. М.: ГЕОС. С.59-62.

3. Диденко А.Н.., Водовозов В.Ю. Траектория кажущейся миграции полюса Сибири для второй половины раннего протерозоя. В кн.: Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. 2004. Казань: Изд-во Казанского университета. С.128-134.

МАССИВ ВОСТОЧНЫЙ (СЕВЕРНОЕ ОБРАМЛЕНИЕ ЗОНЫ ИМАНДРА-ВАРЗУГА): НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ, МЕТАМОРФИЗМУ.

П.В. Глущенко Апатиты, Мурманский Государственный Технический Университет, Апатитский филиал.

Массив Восточный участка Артельный расположен в зоне контакта двух разновозрастных структур: Кейвского блока позднеархейского возраста и Имандра-Варзугского палеорифта раннепротерозойского возраста. Массив находится к востоку от Фёдорово-Панского интрузива и приурочен к разлому трансформного типа по отношению к палеорифту [1]. Массив сложен изменен-ными габбро, норитами и ультрамафитами и, по предварительным данным, относится к перидотит-пироксенит-габбро-норитовой формации.

Массив расслоен на ультраосновную и основную части примерно в равном соотношении. Ультраосновные породы расположены в северной части массива и представлены хлорит-актинолитовыми, тальк-хлорит-антофиллитовыми и куммингтонит-антофиллитовыми породами по ортопироксенитам. Габбровая часть массива представлена роговообманковыми, актинолитовыми и плагиоклаз актинолитовыми породами и характеризуется широким распространением пегматоидных текстур.

Главными минералами массива Восточный в роговообманковых породах являются кварц, роговая обманка и плагиоклаз, второстепенные минералы представлены титанитом, биотитом и рудным минералом. В антофиллитовых породах по пироксениту главные минералы представлены антофиллитом и хлоритом, а второстепенные минералы представлены рудным минералом, силлиманитом, мусковитом и реликтовым плагиоклазом. В тальк-антофиллит хлорит-карбонатных сильно измененных ультраосновных породах главные минералы представлены хлоритом, карбонатом и антофиллитом, а второсте пенные минералы представлены тальком и рудным минералом. Главные минералы в плагиоклаз - актинолитовых породах по габброидам представлены актинолитом, плагиоклазом и кварцем, а второстепенные минералы представлены рудным минералом, титанитом и биотитом.

В обрамлении массива залегают щелочные граниты, архейские гнейсы и двуслюдяные сланцы.

Наиболее распространенными минералами массива Восточный являются амфиболы. В породах распространены как кальциевые, так и железо магнезиальные амфиболы, но по частоте встречаемости первые значительно преобладают.

В антофиллитовых породах по пироксенитам амфиболы представлены как антофиллитом, так и куммингтонитом. Эти амфиболы находятся в тонком срастании между собой и формируют полные метаморфозы по кристаллам ортопироксена, внутри этих агрегатов, между иголочками амфиболов, развивается хлорит.

В роговообманковых породах амфиболы представлены актинолитом, магнезиальной роговой обманкой, чермакитом и феррочермакитом [2].

Окраска амфиболов варьирует от бесцветной до зеленой, с отчетливым плеохроизмом. Амфиболы образуют ксено-морфные зерна и удлиненные кристаллы. В ассо циации с амфиболами находятся:

кварц, биотит и титанит. Биотит из роговообманковой породы близок по составу к биотитам высоко-глиноземистых (силиманит и кордиеритсодержащих) гнейсов и умеренногли-ноземистых (гранат- и мусковитсодержащих) гней-сов, претерпевших мета-морфизм гранулитовой и амфиболитовой фаций [5]. Рис.1 Кристалл граната с вростками Карбонат из тальк- ильменита хлорит-антофиллит карбонатной породы близок к доломиту, так как содержание в нем Ca и Mg примерно одинаковое.

Результаты анализа граната (рис.1) из роговообманковой породы показывают, что и биотита в роговообманковой породе он состоит из следующих составляющих: альмандиновой 63,2%, гроссуляровой 15,1%,пироповой 14,8% и спессартиновой 6,9%.

Микрозондовые анализы плагиоклазов из двух образцов (плагиоклаз актинолитовой и роговообманковой пород) показали, что оба плагиоклаза представлены лабрадорами, а это говорит о том, что плагиоклазы являются реликтовыми, то есть они магматические и формировались в основных породах. Таким образом, даже в таких интенсивно измененных породах как роговообман-ковые, в массиве Восточный, сохранились признаки первичной магматической природы этих пород.

Петрохимические особенности пород массива Восточный были изучены на весьма ограниченном материале Можно отметить, что породы массива относятся как к кварцнормативной, так и к оливиннормативной группам.

Породы массива Восточный относятся к мезогаббро-норитам, кварцевым габбро и мелано-кратовым тоналитам. Они имеют нормальную щелочность и натриевый уклон. В основном все породы массива Восточный принадлежат к известково-щелочной серии и имеют Fe-Ca уклон, лишь некоторые породы принадлежат к толеитовой серии, и имеют Mg-Na уклон.

Наблюдается сходство пород массива Восточный с амфиболи зированными меланократовыми норитами и габброноритами массива Нюд-Поаз Мончегорского плутона. Петрохимические особенности пород массива Восточный нуждаются в дальнейшем изучении.

Магматическая природа пород массива Восточный исключительно сильно затушевана процессами метаморфизма. Метаморфические преобразования полностью изменили не только минеральный состав пород, но и их структуру. В породах распространены такие структуры, как Рис.2 Диаграмма «состав-парагенезис» для пород массива Восточный гранонематобластовая, лепидонематобластовая, нематобластовая и порфиробластовая.

При этом надо отметить, что текстура пород в большинстве случаев – массивная и интенсивной тектонической переработки пород, по материалу изучения шлифов, не наблюдается. Следовательно, метаморфизм протекал при воздействии температуры, давления и активной флюидной фазы в относительно спокойных тектонических условиях.

В одном из образцов роговообманковой породы был определен состав сосуществующих граната и роговой обманки. Это дало возможность применить диаграмму Перчука и определить температуру образования данной пары минералов [4]. Температура образования данной пары составляет 7000С.

На рис.2 представлены диаграммы «состав-парагенезис» для метамор фических пород массива Восточный. В породах массива Восточный происходил метаморфизм в условиях амфиболитовой, гранат амфиболитовой, зелено-сланцевой фации и в фации роговообманковых роговиков [3]. Преобразования происходили в диапазоне температур от до7000С, как при низком, так и при высоком парциальном давлении СО2.

В массиве Восточный, обнаружена сульфидная и ЭПГ минерализация.

Вероятно, массив Восточный относится к северному, Кольскому поясу мафических расслоенных раннепротерозойских интрузий, который протягивается с северо-запада на юго-восток по центральной части Кольского полуострова. Массивы данного пояса перспективны на ЭПГ оруденение.

Автор выражает глубокую признательность своему научному руководителю Рундквист Т.В. за предоставление ряда материалов, за помощь при обработке материалов, а также благодарит Савченко Е.Э. за выполнение микрозондовых анализов.

Литература 1. Имандра-Варзугская зона карелид (геология, геохимия, история развития) В.Г.

Загородный, А.А. Предовский, А.А. Басалаев и др., Л.: Наука,1982, 280с.

2. Номенклатура амфибоолов: доклад подкомитета по амфиболам комиссии по новым минералам и названиям минералов международной минералогической ассоциации (КНМНМ ММА)// ЗВМО. 1997..№6.с.82-102.

3. Петрография и потрология магматических, метаморфичеких и метасоматических горных пород.М.А. Афанасьева, Н.Ю. Бардина, О.А. Богатиков. М.:Логос, 2001.-768с.

4. Термо- и барометрия метаморфических пород. Л., Наука, 1977. 207с.

5. Усенко И.С. и др. Биотиты докембрия. Наукова думка, Киев. 1972, 208с.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ АНИЗОТРОПИИ УПРУГИХ СВОЙСТВ ОБРАЗЦОВ ГОРНЫХ ПОРОД ИНТЕРВАЛА 4-5 КМ КОЛЬСКОЙ И НЕМЕЦКОЙ СВЕРХГЛУБОКИХ СКВАЖИН Ковалевский М.В., Ильченко В.Л., Головатая О.С.

Апатиты, Геологический институт КНЦ РАН, koval@geoksc.apatity.ru В данной работе приведены предварительные результаты исследования упругих свойств керна таких сверхглубоких скважин как Кольская (СГ-3) и Немецкая (КТВ). Интервал отбора образцов от 4,1 до 5,3 км. До проходки сверхглубоких скважин считалось, что степень анизотропии упругих свойств горных пород с глубиной уменьшается, и ее влиянием на напряженно деформированное состояние массивов при проектных расчетах вертикальных горных выработок, а также при обработке и интерпретации данных геофизических исследований пренебрегали. Результаты наших исследований свидетельствуют о том, что на значительных глубинах могут залегать горные породы с высокой степенью анизотропии упругих свойств, которую необходимо учитывать при расчетах.

Введение Научное бурение глубоких и сверхглубоких скважин – это уникальная возможность заглянуть «вовнутрь» земной коры. Самой глубокой в мире является Кольская сверхглубокая скважина СГ-3 (Россия, Заполярный, глубина 12261м), второе место принадлежит Немецкой сверхглубокой скважине KTB (Германия, Виндишешенбах, глубина 9101м) [1]. Изучение физических, в том числе упругих параметров массива, вскрытого скважиной, открыло возможность представить реальную модель изменений свойств и состояния кристаллических пород верхней и средней части земной коры. Разрезы таких глубин позволяют выполнить анализ большого спектра геологических и геофизических объектов, таких как минералы, кристаллические породы, геологические толщи, свиты и др. Результаты, полученные в последнее время, позволяют составить общее представление об упруго-анизотропных свойствах кристаллических пород, извлеченных со значительных глубин [2-6]. Изучение свойств и состояния горных пород вдоль разрезов СГ-3 и KTB позволяет наиболее точно определить закономерные изменения свойств пород земной коры в большом диапазоне глубин.

В работе приведены результаты исследований упруго-анизотропных свойств некоторых образцов керна скважин KTB [1] и СГ-3 [3] в диапазоне глубин 4,15,3 км. В этом интервале скважин вскрыты метаморфизованные породы. Анализ полученных данных показал, что измеренные образцы чаще всего представляют собой среды с орторомбическим (ортотропным) типом упругой симметрии. Все известные эффекты, возникающие при распространении упругих колебаний в анизотропных средах, в разной степени присутствуют и в изученных породах. Определения выполнены на основе последних усовершенствований акустополяризационного метода и приборов для определения упругих свойств [4,7,8].

Рис. 1. Акустополяриграммы образцов керна СГ-3 (а, в), КТВ (б, г). а) – обр.17775s, гл.

4673м;

б) - H003 D20b, гл. 4251м;

в) – обр.17797, гл. 4687м;

г) - обр.H005 A8, гл. 4447м По специальной методике [4,8] были изучены 8 образцов, изготовленных из керна КТВ (глубина отбора 4,15,4 км) и 27 образцов, изготовленных из керна СГ-3 (глубина отбора 3,915,33 км).

Зависимости упругих характеристик от глубины скважин для параметров анизотропии и плотности образцов показаны: для скважины KTB (табл.1, рис.2);

для скважины СГ-3 (табл.2, рис.3).

Обсуждение результатов Анализ акустополяриграмм образцов показал, что все изученные образцы горных пород анизотропны. Практически во всех случаях проекции элементов упругой симметрии выделяются достаточно четко. Это следует из ориентации положения проекций элементов упругой симметрии [2].

Полученные значения показателей анизотропии Ap и Вs показывают, что изученные образцы скважины КТВ обладают анизотропией упругих свойств.

Среди них, образцы Н003, Н007, H012 проявляют высокую степень анизотропии: по продольным волнам - 1215;

по поперечным волнам - (табл.1). Для образцов скважины СГ-3 (обр.17775S, обр.18679S, обр.18880) наибольшие величины показателей анизотропии составляют: по продольным волнам - 4163;

по поперечным волнам - 3536 (табл.2). Средние показатели анизотропии получены: СГ-3 (Ap = 0,25;

Вs = 0,22);

KTB (Ap = 0,13;

Вs = 0,11), т.е.

образцы из рассматриваемого диапазона глубин СГ-3 обладают значительно более высоким уровнем упругой анизотропии, чем образцы KTB.

Таблица 1. Некоторые характеристики образцов разреза KTB Плотность № Глубина Наименование Аp / В, г/см Образца Н, м породы H001 4149 амфиболит 2,71 14 / H003 4251 амфиболит 2,88 15 / H005 4447 амфиболит 3,09 07 / роговообманковый гнейс – H007 4592 2,81 12 / амфиболит H009 4684 гранатовый амфиболит 2,88 12 / H010 4820 гранатовый амфиболит 2,92 10 / H012 5082 гранатовый амфиболит 2,83 15 / H014 5378 амфиболит 2,87 07 / Таблица 2. Петрографические и текстурно-структурные характеристики образцов керна и величина диаметра ствола СГ-3 (глубинный интервал 3916-5333 м) Плотность, № Глубина Наименование, г/см Образца Н, м породы Аp /В Метабазальт 14750 3916.35 3.06 3,8 / 2, актинолитизированный 15238 4011,2 Метадолерит 2,92 10,42 / 7, 17775S 4673,0 Тальк-альбит-хлоритовый сланец 2,97 41,8 / 36, 17797 4686,90 Бластомилонит по риодациту 2.74 30,4 / 39, 17810 4693,30 Бластомилонит по риодациту 2.69 24,9 / 35, Сланец кварц-магнетит 18482 4885,00 3.14 18,1 / 16, слюдистый по метаандезиту 18640 5033,10 Метаандезит 2.91 9,7 / 17, 18679S 5056.0 Ортофир милонитизированный 2,78 63,7 / 12, 18758 5115,35 Бластомилонит по метабазальту 2.86 22,4 / 15, 18880 5298,80 Метатрахит 2.82 49,8 / 35, Образцы были отобраны приблизительно с одного интервала глубин.

Поэтому, исходя из теории академика Динника, должны были испытывать схожие давления и как следствия иметь схожую степень упругой анизотропии. Однако, на данной глубине разреза Кольской сверхглубокой скважины выделен Лучломпольский разлом [3] и образцы керна этого интервала имеют характерные изломанные акустополяриграммы и высокую степень анизотропии упругих свойств (рис.3). Отобранные выше или ниже данного разлома (обр. 18640, обр. 18758) образцы, не подвергшиеся тектоническому воздействию, имеют схожую с анизотропией образцов КТВ, более низкую степень анизотропии упругих свойств (табл.2).

Рис.3 Изменение показателей упругой Рис.2 Изменение показателей упругой анизотропии с глубиной по разрезу KTB. анизотропии с глубиной по разрезу СГ-3.

Анализ акустополяриграмм образцов, отобранных из верхней части (3.9-4.1км) исследуемого интервала (актинолитизированные сланцеватые метабазальты) выявляет слабо анизотропные среды, несмотря на сланцеватость и выполненную кальцитом трещиноватость. При этом диаграммы векторы параллельны (ВП) [2] практически не имеют лепестков, а диаграммы векторы скрещены (ВС) представлены розетками малого размера без ярко выраженных экстремумов. Это свидетельствует об их незначительной упругой анизотропии [3,5]. Однако, образцы, отобранные из интервала, соответствующего зоне Лучломпольского разлома (обр.18679, табл.2) обладают весьма неровными и изломанными очертаниями. Как правило, такие акустополяриграммы наблюдаются на неоднородных или частично разрушенных горных породах. Данный факт является результатом значительных динамических воздействий на эти породы в разные геологические периоды [6].

Выводы В диапазоне глубин от 4,1 до 5,3 км все изученные нами образцы керна как Немецкой, так и Кольской сверхглубоких скважин обладают анизотропией упругих свойств. Образцы скважины СГ-3 обладают значительно более высокими показателями упругой анизотропии, чем образцы KTB. Средние показатели анизотропии получены: СГ-3 (Ap = 0,25;

Вs = 0,22);

KTB (Ap = 0,13;

Вs = 0,11). Анизотропия упругих свойств может быть связана с образованием систем микротрещин при освобождении породы от литостатических напряжений в процессе выбуривания. В этом случае тщательный анализ акустополяриграмм и разработка соответствующей методики вполне может дать ответ на вопрос реконструкции палеотектоники данного региона.

Из наблюдений за кавернообразованием (вывалы породы из стенок скважины) в зоне Лучломпольского разлома СГ-3 следует, что наиболее опасными являются участки с максимальной анизотропией. Данные интервалы характеризуются максимальными размерами каверн. Поднятый на поверхность материал представлен только буровым шламом. Между этими интервалами расположены менее анизотропные породы, откуда и был отобран керн для изучения. Таким образом, высокая степень упругой анизотропии горной породы является признаком понижения её прочности, что может приводить к потере устойчивости ствола скважины.

В настоящее время все большее внимание уделяется проектам, направленным на решение задач по захоронению вредных веществ (радиоактивных отходов и др.). Поэтому для соблюдения экологической безопасности и во избежание катастрофических последствий, при проведении подготовительных инженерных работ на массивах, предназначенных для таких захоронений, одним из обязательных условий должно быть проведение геодинамических реконструкций на основе оценки показателей анизотропии пород и палеонапряжений.

Изложенные результаты исследований получены, при финансовой поддержке РФФИ 03-05-64169-а, гранта Acoustical Society of America RX0-1210(3)3-XX-04, проекта ИНТАС-01-0314.

Литература 1. Emmermann R., Althaus E., Giese P., Stockhert B.. KTB Hauptbohrung. Results of Geoscientific Investigation in the KTB Field Laboratory. Final Report: 0-9101m. KTB Report 95-2. Hannover.

1995.

2. Горбацевич Ф.Ф. Акустополярископия горных пород. - Апатиты: Изд. КНЦ РАН, 1995. 204 с.

3. Кольская сверхглубокая. М.: МФ «ТЕХНОНЕФТЕГАЗ», 1998.- 260 с.

4. Горбацевич Ф.Ф. Акустополярископия породообразующих минералов и кристаллических пород. - Апатиты: Изд. Кольского научного центра РАН, 2002. - 140 с.

5. Горбацевич Ф.Ф., Головатая О.С., Ильченко В.Л., Смирнов Ю.П., Керн Х., Попп Т., Смитсон С., Ай Е., Христенсен Н. Упругие свойства некоторых образцов пород по разрезу Кольской сверхглубокой скважины, определенные при атмосферных условиях и условиях in situ. // Физика Земли, №7, 2002, с.46-55.

6. Ильченко В.Л., Горбацевич Ф.Ф., Смирнов Ю.П. Анизотропия упругих свойств керна и состояние пород околоствольного массива Кольской сверхглубокой скважины в зоне Лучломпольского разлома. //Геоэкология. Инженерная геология. Гидрогеология.

Геокриология. №3, 2005, с.1-11.

7. Ковалевский М.В., Головатая О.С., Горбацевич Ф.Ф. Автоматический акустополярископ для измерения упругих и неупругих параметров твердых сред // Сборник трудов ХI сессии РАО.

- М.: Геос, 2001. - Т.2. - С.117-121.

8. Ковалевский М.В. К вопросу о совершенствовании методики исследований упругих характеристик геоматериалов методом акустополярископии // Информационные материалы 12-й научной конференции: cтруктура, вещество, история литосферы Тимано Североуральского сегмента.- Сыктывкар: Геопринт, 2003.- C.123-125.

СОСТАВ ИСТОЧНИКА ПОРОД ПАНОЗЕРСКОГО САНУКИТОИДНОГО КОМПЛЕКСА Н.С. Гусева Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Nadezhda_Guseva@mail.ru Панозерский комплекс расположен в Центральной Карелии на юго-западном берегу оз. Сегозеро вблизи поселка Паданы. Комплекс состоит из многофазной интрузии центрального типа [1], даек известкого-щелочных (шошонитовых) лампрофиров и даек и малых тел лампроитов [5].

Породы комплекса прорывают супракрустальные отложения Западно-Сегозерского зеленокаменного пояса. В строении комплекса выделяется три этапа магматической активности. Общая последовательность формирования пород комплекса следующая [5] 1 этап: монцониты 1 - мафит-ультрамафиты- лампроиты лампрофиры локальные деформации;

2 этап: монцониты 2- композитные дайки-лампрофиры 2;

3 этап: порфировидные монцониты-кварцевые монцониты.;

U-Pb возраст цирконов из монцонита 2 и кварцевого сиенита дало значения соответственно 2727.4±4.1 млн лет и 2737±10 млн лет.

[2] Многофазная Панозерская интрузия сложена породами, варирующими по составу от фоидита до кварцевого монцонита.

Породы интрузии на бинарных диаграммах образуют единую эволюционную последовательность, что было отмечено еще Иваниковым [1], при этом содержание SiO 2 в них изменяется от до 63%. Лампрофиры и лампроиты также образуют тренды на бинарных диаграммах. Прослеживается ряд сходных черт в геохимии пород интрузии, лампроитов и лампрофиров:

- высокие содержания калия относительно кремния и натрия ( так лампроиты и фоидиты относятся к ультракалиевым породам (K 2 O/Na 2 O1), лампрофиры и породы интрузии от габбро до кварцевого монцонита высококалиевые (1K 2 O/Na 2 O0,5) и высокие содержания Rb и Ва;

- высокий индекс магнезиальности (mg#= 2+ 2+ 2+ Мg /Mg +Fe * не ниже 0,5 в породах интрузии, не ниже 0,6 в лампрофирах и не ниже 0,65 в лампроитах);

- высокие концентрации LIL и LRE элементов, превышающие содержания в примитивной мантии в 50- и более раз;

- наличие глубокой отрицательной Ti-Nb аномалии.

Наиболее важным различием в составе пород интрузии, лампрофиров и лампроитов является различие в характере распределения редких земель:

- в породах интрузии и лампроитах распределение LRЕЕ сильно фракционировано (Ce/Yb) N 17-20, в лампроитах около 30, в лампрофирах же не превышает 10.

- в породах интрузии концентрации LREE снижаются с ростом кислотности, а в лампрофирах и в лампроитах возрастают.

Наблюдаемый спектр составов пород Панозерской интрузии был сформирован в результате фракционной кристаллизации родоначального монцогаббрового расплава. Это подтверждается геологическими наблюдениями (тонкая расслоенность монцонитов, при которой наблюдается чередование более лейкократовых и более меланократовых прослоев), резким падением концен-траций несовместимых элементов с ростом при практически постоянном значе-нии совместимых и модельными расчетами.

Вариации в составе лампроитов и лампрофиров вероятнее всего являются следствием прогрессивного частичного плавления. В пользу этого предположения свидетельствует синхронное снижение концентраций совме-стимых элементов с ростом концентраций несовместимых элементов. При этом монцогаббровый, родоначальный для пород Панозерской интрузии расплав не может быть получен из лампрофирового или лампроитового расплава, а является продуктом частичного плавления.

Формирование высококалиевых, обогащенных LIL и LREE элементами высокомагнезиальных выплавок может быть обеспечено только при плавлении метасоматизированной мантии. Данные по Sm Nd изотопии [2,4] свидетель-ствуют о том, что метасоматическая переработка мантии имела место за 60 млн. лет до плавления.

Мантия, потенциально могущая дать высококалиевые выплавки, должна иметь в своем составе флогопит, а высокие (8-10% )содержания кальция в выплавках могут быть обеспечены наличием клинопироксена. Поэтому наиболее вероятным типом мантийных пород - источником родоначальных расплавов для пород Панозерского комплекса мог быть флогопитовый верлит.

Проведен расчет частичного плавления флогопитового верлита.

Расчет проведен по породообразующим элементам масс-баллансовым методом, составы потенциальных реститовых фаз были заимствованы из работы [3]. В результате расчета установлено, что один и тот же состав (например, близкий к составу флогопитового верлита, обнаруженного среди ксенолитов в Кимберли, Южная Африка [3] может дать расплавы, отвечающие лампроиту, лампрофиру и монцогаббро. При этом состав реститовой ассоциации существенно не изменяется, и характеризуется содержанием оливина (форстерита) около 80%, клинопироксена (магнезиальный авгит) около 20 %.

Степень плавления, необхо-димая для получения лампроитового расплава около 5%, лампрофирового и монцогаббрового около 3%.

На основе результатов масс-балллансового расчета, был выполнен расчет концентраций редких и редкоземельных элементов, необходимых в источнике для достижения в выплавках концентраций, максимально близких к наблюдаемым в лампроитах, монцогаббро и лампрофирах. Результаты расчета представлены в таблице 1.

Таблица 1.Расчитанные содержания редких и редкоземельных элементов в источнике пород Панозерского комплекса расчитанные составы источников реальные составы Ксенолит флогопитовый для для для Лампроит Лампрофир верлит из монцогаббро лампроитов лампрофиров монцогаббро (среднее) 1(среднее) Кимберли Rb 5 9 4 105 129 89 Ba 79 106 24 1695 1548 533 Nb 1.0 0.7 0.5 10.1 6.0 4.9 4. K 1230 2265 960 26452 33375 21248 La 3.60 3.41 1.10 79.74 49.20 23.08 5. Ce 8.90 9.55 2.80 170.72 130.00 53.75 10. Sr 89 24 75 1323 276 1138 Nd 6.50 7.35 2.20 89.45 79.00 30.37 5. Sm 1.35 1.45 0.49 16.17 14.20 5.98 1. Zr 73 40 39 177 93 93 Eu 0.36 0.36 0.15 3.89 3.26 1.60 0. Ti 900 850 640 7250.7 6018 5251 Dy 0.70 0.55 0.35 7.00 4.77 3.69 0. Y 3 2 2 34 17 22 Er 0.25 0.21 0.18 2.73 1.94 2. Yb 0.20 0.15 0.15 2.24 1.40 1. V 105 44.3 56 306.0 173 231 Cr 3600 26700 233.1 1955 Co 165 233 37.3 64 Ni 2100 10500 103.3 544 1. Расчет показал, что исходный верлит должен быть обогащен относительно примитивной мантии:

- La и Се примерно в 5 раз для образования лампроитовых и монцогаббровых выплавок и в 2 раза для образования лампрофировой выплавки;

- К в 9 раз для формирования лампроитовой выплавки, в раз для формирования монцогаббровой выплавки и в 3 раза для образованичя лампрофировой выплавки;

- Rb и Ba в 15 раз для образования лампроитовой и монцогаббровой выплавки и в 7 раз для образования лампрофировой выплавки.

- Кроме того, исходный верлит должет быть обеднен тяжелыми редкоземельными элементами, Nb и Тi, либо в рестите должно оставаться небольшое количество перовскита.

Ксенолиты с составом, близким к расчитанному для исходной мантии Панозерских пород, обнаружены в поле Кимберли и интерпретируются как кумулусные образования, образовавшиеся при фракционной кристаллизации экстремально (в 700 и более раз относительно примитивной мантии ) обогащенной LREE элементами.

Кимберлиты поля Кимберли считаются выплавками, комплементарными к данным ксенолитам [3].

Литература:

1. Иваников В.В. Архейские сиениты и монцониты Карелии. II // Вестник СПбГУ. Сер. 7. 1997б. Вып. 4 (№ 28). С. 3-15.

2. Чекулаев В. П., Левчеков О.А., Иванников В.В., Арестова Н.А., Коваленко А.В., Гусева Н.С.,Комаров А.Н. Состав, возраст и Sm-Nd систематика архейских высоко-Mg гранитоидов (санукитоидов) Панозерского массива, Карелия //Геохимия, 2003, вып. 8, с. 817-828.

3. M. Gregoire, D. R. Bell, A. P. Le Roex Trace element geochemistry of phlogopite-rich mafic mantle xenoliths: their classification and their relationship to phlogopite-bearing peridotites and kimberlites revisited // Contrib Min Petrol 142:603-625) 4. Kovalenko, A., Clemens, J.D. & Savatenkov, V. (2005). Petrogenetic constraints for the genesis of Archaean sanukitoid suites;

geochemistry and isotopic evidence from Karelia, Baltic Shield. //Lithos 79, 147-160.

5. Lobach-Zhuchenko, S.B., Rollinson, H.R., Chekulaev, V.P., Arestova, N.A., Kovalenko, A,V., Ivanikov, V.V., Guseva, N.S., Sergeev, S.A., Matukov, D.I. & Jarvis, K.E. (2005a). The Archaean sanukitoid series of the Baltic Shield:

geological setting, geochemical characteristics and implications for their origin //.

Lithos 79, 107-128.

ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА ТЕЛ МИКРОГАББРОНОРИТОВ РАССЛОЕННОГО МАССИВА ЛУККУЛАЙСВААРА Т. А. Епифанова*, О. В. Казанов*, В. М. Саватенков** *Санкт-Петербург, СПбГУ, epifanova@yahoo.com **Санкт-Петербург, ИГГД РАН Геологическое строение Расслоенный массив Луккулайсваара, входящий в Олангскую группу интрузий, приурочен к нижнепротерозойской Панакуолоярвинской рифтогенной структуре (Северная Карелия). Возраст массива согласно данным U-Pb изотопного анализа по цирконам составляет 2440 лет [1]. Массив представляет собой дифференцированный интрузив ультраосновного - основного состава. В строении интрузива снизу вверх выделяются: ультраосновная, норитовая, габброноритовая и габбровая зоны (рис. 1). Характерной чертой массива является присутствие тел микрозернистых габброноритов, приуроченных преимущественно к норитовой зоне интрузива. Именно с телами микрогабброноритов связана промышленно значимая платинометальная минерализация. Платинометальное оруденение проявлено в двух типовых позициях: в контактовых оторочках тел микрогабброноритов, а также в шлировидных, реже жильных пегматоидных обособлениях сульфидсодержащих плагиопироксенитов и габброноритов. В обоих случаях платиноиды тесно ассоциируют с сульфидной минерализацией, представленной халькопиритом, пиритом, пирротином, реже пентландитом.

Минералы платиновых металлов представлены, главным образом, висмутотеллуридами и арсенидами платины и палладия.

В связи с платиноносностью тел микрогабброноритов, эти объекты всегда вызывали повышенный интерес исследователей. Но, несмотря на большое количество проведенных работ, до сих пор остается неясным источник вещества тел микрогабброноритов. В настоящее время существуют две основные гипотезы: 1) Тела микрогабброноритов образовались в результате внедрения дополнительной порции свежей магмы в кристаллизующуюся магматическую камеру;

2) Кристаллизация микрогабброноритов происходила из расплава интрузии. Для проверки вышеупомянутых гипотез мы решили исследовать породы расслоенного комплекса с использованием Sm-Nd изотопной систематики. Предполагалось сравнить изотопные характеристики пород тел микрогабброноритов и вмещающих их пород расслоенной серии массива. В соответствии с основными гипотезами образования тел микрогабброноритов возможны два основных результата:

1. Изотопные характеристики пород тел микрогабброноритов значительно отличаются от таковых для вмещающих их пород массива. Можно сделать вывод о генезисе микрозернистых габброноритов в результате внедрения дополнитель ной порции свежей магмы в кристаллизующуюся магматическую камеру.

2. Изотопные характеристики пород тел микрогабброноритов тождественны характеристикам пород расслоенной серии массива.

Подтверждается гипотеза образования тел микрогабброноритов из основного расплава массива.

Тела микрогабброноритов Тела микрогабброноритов представляют собой уплощенно линзовидные тела и приурочены преимущественно к норитовой зоне интрузива. Залегание тел микрогабброноритов – согласное или субсогласное с расслоенностью массива. Крупные тела микрогабброноритов резко выражены в рельефе отчетливо положительными формами. Контакты с породами расслоенной серии обычно резкие, реже постепенные (южный контакт тела «Нижнее»). Для исследования были выбраны четыре тела микрогабброноритов, расположенные на разных уровнях разреза интрузии (снизу вверх): «Чиж» (1), «Нижнее» (2), «Череп» (3) и «Надежда» (4).

Породы тел представлены микрозернистыми габброноритами с офитовой структурой. У крупных тел микрогабброноритов наблюдается дифференцированное внутреннее строение. Так, от краев к центру тела микрогабброноритов «Череп» микрозернистые габбронориты с пойкило офитовыми структурами постепенно сменяются мелко- и среднезернистыми породами со структурами, близкими к кумулусным. Внутреннее строение тела микрогабброноритов «Надежда» характеризуется Рис. 1. Геологическая карта массива Луккулайсваара (составлена О. В. Казановым по материалам В. С. Семенова (1997) и Центрально-Кольской геологической экспедиции (1993) 1 – AR2, – плагиограниты, гранитогнейсы и мигматиты пяозерского комплекса (2700 млн. лет);

2 – PR1ol, метавулканиты олангской свиты (2400 млн. лет);

3-9 – массив Луккулайсваара: 3 – ультраосновная зона: перидотиты с горизонтами пироксенитов и норитов, 4 – нижняя подзона норитовой зоны: нориты и габбронориты, 5 – «критическая зона» – средняя подзона норитовой зоны: габбронориты, оливиновые габбронориты, нориты, ортопироксениты, анортозиты, 6 – верхняя подзона норитовой зоны: нориты, габбронориты, анортозиты, 7 – габброноритовая зона: массивные габбронориты, 8 – габбровая зона: габбро, магнетитовое габбро, 9 – крупные тела микрогабброноритов, 10 – тектонические нарушения. Цифрами на карте обозначены крупные тела микрогабброноритов: 1 – «Чиж», 2 – «Нижнее», 3 – «Череп», 4 – «Надежда».

распространением массивных микрогабброноритов в центральной части и пятнис тых микрогабброноритов с пойкилоофитовыми структурами по периферии тела.

Для всех четырех тел микрогабброноритов были отобраны пробы пород тел микрогабброноритов и вмещающих их пород расслоенной серии. Был проведен тщательный отбор наименее измененных вторичными процессами образцов. С образцов были механически удалены все окисленные поверхности, затем произведен петрографический контроль отсутствия вторичных минералов.

Аналитические методы исследования Разложение образцов в присутствии Sm-Nd трассера проводилось смесью концентрированных кислот HF и HNO3 в пропорции 5:1 при температуре 115оС в течение 48 часов. Фториды, оставшиеся после разложения и выпаривания, удалялись концентрированной HCl на горячей плитке. Химическое разделение РЗЭ проводилось на стандартных катионобменных колонках (Bio-Rad AG 50 Wх8-200-400 mesh) объемом 2 мл.

Изотопный анализ выполнен на многоколлекторном твердофазном масс спектрометре TRITON. Воспроиз-водимость определения концентраций Sm и Nd, вычисленная на основании многократных анализов стандарта BCR-1, соответствует +/-0.5%. Воспроизво-димость изотопных анализов контролировалась определением состава стандарта La Jolla. За период измерений величина 143Nd/144Nd в стандарте La Jolla составила 0.511848+/- (2, 12 измерений). Изотопный состав Nd нормализован по величине Nd/144Nd=0.24157. Кроме того, изотопный состав Nd приведен к табличному значению стандарта La Jolla (143Nd/144Nd=0.511860).

Обсуждение результатов Полученные данные представлены в таблице 1. Величины Nd в породах расслоенного комплекса и породах тел микрогабброноритов варьируют в пределах от -1.2 до -2.6, за исключением образца №3033, величина Nd для которого составляет 0.1. Полученные результаты противоречат гипотезе об образовании тел микрогабброноритов из источника, отличного от источника магмы массива. В качестве гипотезы механизма образования тел микрогаб броноритов предлагается идея о внутрикамерной кристаллизации микрогаббро-норитов из переохлажденного расплава массива [2].

Единственное положительное значение Nd зафиксировано в образце из вмещающих пород тела микрогабброноритов «Чиж», взятом в непосредственной близости от контакта тела. Известно, что породы вблизи контактов тел микрогабброноритов претерпели значительные вторичные преобразования под действием постмагматических хлор-содержащих флюидов. Мы предполагаем, что аномальные значения Nd в приконтактовых породах также являются результатом активной деятельности летучих, что подтверждается данными по изотопии Ar [3].

Таблица 1. Результаты Sm-Nd изотопного анализа по породам расслоенного массива Луккулайсваара 147 № Порода, место взятия Sm Nd Sm/ Nd/ Err, Nd(2440) 144 пробы образца Nd Nd 2s 3034 Микрогаббронорит, 0.631 2.438 0.1464 0.511721 13 -2. «Чиж»

3033 Вмещающие, 0.557 3.160 0.1107 0.511257 13 0. «Чиж»

2079 Микрогаббронорит, 0.396 1.394 0.1786 0.512266 19 -1. «Нижнее»

2076 Вмещающие, 0.629 2.726 0.1450 0.511713 11 -1. «Нижнее»

2021 Микрогаббронорит, 0.206 0.656 0.1973 0.512562 13 -1. «Череп»

2050 Вмещающие, 0.713 3.459 0.1451 0.511745 18 -1. «Череп»

2098 Микрогаббронорит, 0.329 1.090 0.1894 0.512389 16 -2. «Надежда»

2102 Вмещающие, 0.617 3.002 0.1291 0.511431 12 -2. «Надежда»

Литература 1. Amelin Yu. V., Heaman L. M., Semenov V. S. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the eastern Baltic Schield: implications for the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting // Precambrian Res. 1995, Vol. 75 p.31– 2. Kazanov et al., The Oulanka (Olanga) complex and related PGE deposits, Russian Karelia, Field Ttrip Guidebook, Oulu, 3. Kazanov O.V., Prasolov E.M., Tokarev I.V. 2003 He and Ar isotope data on platinum metal mineralization of the Lukkulaisvaara layered intrusion. Proceedings of 7th Biennal SGA Meeting, Athens, Greece.

НАЧАЛЬНАЯ СКОРОСТНАЯ МОДЕЛЬ ПРИ МОДЕЛИРОВАНИИ СТРОЕНИЯ ХИБИНСКОГО МАССИВА И ЕГО ОБРАМЛЕНИЯ А.Ш. Жирова Геологический институт КНЦ РАН, anzhelaz@geoksc.apatity.ru Изучение строения Хибинского массива и его обрамления базируется на построении комплексных геофизических моделей, составной частью которых является сейсмическая модель, полученная на основе метода сейсмической томографии. Поскольку данная задача решается в линеаризованной постановке, то в настоящем исследовании большая роль отводится построению стартовой сейсмической модели массива. 3D-начальная скоростная модель опирается на результаты двух сейсмотомографических исследований: региональных исследований (по данным ГСЗ) и малоглубинной сейсмической томографии (по материалам МОВ), и принципиально состоит из двух частей: 3D генерализованной скоростной модели глубинного строения и более детальной приповерхностной модели скорости.

Впервые при моделировании скоростного строения Хибинского массива и его обрамления введено следующее граничное условие - априорное ограничение на распределение упругих характеристик в верхней части 3D Рис. 1. Результаты сейсмотомографических исследований на основе региональных данных.

Сечения изолиний скорости продольных волн на глубинах от 0 до Рис. 2. График функции V(d) и распределение скоростей по комплексам пород по участку Имандра начальной скоростной модели. Введение априорного ограничения позволяет повысить достоверность получаемых скоростных распределений.

Рис 3. Петрофизические скоростные данные (1) и расчетные на основе малоглубинной сейсмической томографии (2), опирающиеся на петрофизические данные и на результаты детальных сейсмических работ МОВ.

Региональные сейсмотомографические исследования Основой при построении генерализованной 3D- скоростной модели региона изучения, включающего Хибинский массив, послужили сейсмические наблюдения ГСЗ. Для решения трехмерных обратных кинематических задач использован современный алгоритм обращения времён пробега рефрагиро-ванных волн на базе пакета программ FIRSTOMO [1,2]. В результате томографической обработке получена 3D региональная сейсмотомографическая модель, представляющая собой горизонтальные срезы скоростной модели на уровнях 0, 2, 4, 6, 8 и 10 км глубины (см. рис.1).

В пределах модели достоверно выявлены две скоростные аномалии:

низкоскоростная аномалия размером 2035 км до глубины 6 км, географически попадающая на Хибинский массив, контрастность которой относительно вмещающих пород составляет 0,100,25 км/с, и высокоскоростная аномалия, выделенная на севере региона, особенностью которой является ее проявление в большей мере на глубине, начиная с горизонта 4 км. При этом ее контрастность составляет 0,100,20 км/с.

Полученная сейсмическая модель является довольно усредненной, однако дает представление о распределении скорости на глубине хотя и в генерализованном виде.

Малоглубинная сейсмическая томография Второй составной частью стартовой модели является результат малоглубинной сейсмотомографии. При построении единой начальной скоростной модели использовано распределение скорости по поверхности и вблизи нее, которое опирается с одной стороны на априорные петрофизические данные, собранные за весь период изучения данного объекта, а с другой - на детальные сейсмические материалы МОВ, относящиеся к поверхности массива. С помощью малоглубинного сейсмотомографического моделирования петрофизические свойства пород уточнены и дополнены результатами обращения коротких годографов (до 2 км) сейсмических волн. Примером результатов малоглубинной томографии и увязывании петрофизических данных с сейсмическими является скоростная модель по участку Имандра, которая представлена в виде функции скорости (V(d) с вынесенными средними значениями скорости (см.

рис. 2). Таким образом, получено скоростные распределения, увязанные пространственно и соотнесенные с породами массива и его обрамления.

Построенные результаты дают информативную картину скоростей по поверхности и в вблизи нее и на этапе 3D- моделирования позволяют закрепить значения скоростей в верхней части модели.

Выводы На основе метода сейсмической томографии с привлечением априорных данных построена стартовая модель скорости, опирающаяся на генерализованные данные на глубине (по материалам ГСЗ) и детальную приповерхностную модель (по данным МОВ). При этом результаты малоглубинной томографии составляют зафиксированные неизменные значения скорости в общей 3D-начальной модели.

Впервые при моделировании скоростного строения Хибинского массива и его обрамления введено следующее граничное условие - априорное ограничение на распределение упругих характеристик в верхней части 3D начальной скоростной модели. Причем наиболее целесообразно использование в качестве априорного ограничения рассчитанных скоростей, опирающихся с одной стороны на априорные петрофизические свойства пород и руд Хибинского массива и пород, соответствующих комплексам обрамления, а с другой – на результаты детальных сейсмических исследований МОВ, относящиеся к поверхности массива (см. рис.3). По результатам малоглубинной томографии для верхней части Хибинского массива в поле скоростей разрешимы фоидолиты и нефелиновые сиениты, а также руды. Высокой контрастностью скоростей, превышающей область погрешности, для верхней части разреза обладают все комплексы обрамления, за исключением гранодиоритов, плагиогранитов относительно нефелиновых сиенитов массива, и метавулканитов относительно комплекса тоналитов гнейсов.

Литература 1. Дитмар П.Г., Рослов Ю.В. Пакет программ для моделирования и интерпретации времен пробега сейсмических волн «DOGSTOMO».: Тезисы докладов международной научной конференции «Геофизика и современный мир». М., 1993. с.

2. Ditmar P.G. and Roslov Yu.V. Non-linear tomographic inversion of seismic data.

International Geophysical Conference SEG-93. M., 1993. p.

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВАЛУННО-ГАЛЕЧНОГО МАТЕРИАЛА, МОРФОЛОГИЯ И СТРОЕНИЕ КРАЕВОЙ ЛЕДНИКОВОЙ ГРЯДЫ НА ПОБЕРЕЖЬЕ СВЯТОНОССКОГО ЗАЛИВА БАРЕНЦЕВА МОРЯ.

Е.В.Захарченко Апатиты, Апатитский филиал МГТУ Введение. Ледниковые осадки и формы рельефа северо-восточной части Кольского полуострова из-за своей трудной доступности являются наименее изученными в регионе. Большинство специалистов (В.Рамсей (1898), М.А.Лаврова (1947,1960), В.Я.Евзеров (1993) и др.), занимавшихся исследованием четвертичного покрова этой части Балтийского щита, считают, что их образование связано с валдайским оледенением, а именно с деятельностью Скандинавского ледникового покрова и самостоятельного Понойского щита, который возможно существовал на востоке Кольского полуострова. По мнению Н.И. Апухтина (1957) восточная часть полуострова во время последнего (валдайского) оледенения вообще не покрывалась льдом.

В последнее время некоторыми исследователями, например В.Я. Евзеровым (2001), отрицается наличие Понойского щита [1]. Таким образом, одни исследователи считают, что северо-восток Кольского полуострова льдом последнего оледенения не покрывался, другие придерживаются противоположной точки зрения. Мнения последних расходятся в вопросе о том, развивался ли восточный покров самостоятельно и был в основном активным или являлся омертвелым участком Скандинавского покрова.

Целью предлагаемой работы являлось определение направления движения ледника, опираясь на изучение вещественного состава крупнообломочного материала в ледниковых осадках краевой гряды, установленной в районе Святоносского залива Барен цева моря, ее морфологии и строения. В задачи работы Рис.1. Схема распространения ледниковых также входило изучение крис образований в северо-восточной части Кольского региона (по [2] с изменениями и талллических пород, слагающих дополнениями). фундамент этого района.

1 – краевые моренные гряды;

2 – друмлины;

3– Краевые ледниковые ледниковые шрамы.

формы, свидетельствующие о положение фронта ледника на разных стадиях развития оледенения, в восточной части Мурманского берега и прилегающей территории представлены конечно-моренными грядами, маргинальными озами (рис. 1).

Все эти формы можно объединить в пояса, представляющие собой совокупность форм рельефа и отложений, возникавших на протяжении одного межстадиально-стадиального (потепление-похолодание) климатического цикла у края активного льда [2]. В целом, на территории Кольского региона выделены четыре пояса краевых образований Скандинавского ледяного щита, отвечающих четырем климатическим циклам поздневалдайского времени. В рассматриваемом районе, в пределах шельфа Баренцева моря расположен наиболее древний из поясов, формы которого намечены по данным морских сейсмоакустических исследований [3].

Конечно-моренная ледниковая гряда в районе Святоносского залива Баренцева моря была установлена и изучена автором по данным дешифрирования космоснимков, а также во время студенческой полевой Рис.2. Геоморфологическая схема района работ (А), поперечный профиль конечно моренной гряды (Б).

1 – береговая линия (а), линия отмели (б);

2 – долина реки;

3 – тыловой шов голоценовой террасы;



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 12 |
 





 
© 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.