Минералогия и условия образования пирогенных пород комплекса Наби Муса, западный берег р. Иордан

Затеева, Светлана Николаевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Минералогия и условия образования пирогенных пород комплекса Наби Муса, западный берег р. Иордан
ВАК РФ 25.00.05, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Минералогия и условия образования пирогенных пород комплекса Наби Муса, западный берег р. Иордан"

На правах рукописи

ЗАТЕЕВА Светлана Николаевна

МИНЕРАЛОГИЯ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ПИРОГЕННЫХ ПОРОД КОМПЛЕКСА НАБИ МУСА, ЗАПАДНЫЙ БЕРЕГ р. ИОРДАН

25.00.05 - минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Новосибирск 2009

003467226

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Ин статуте геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН и Новоси бирском государственном университете.

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических

наук Сокол Эллина Владимировна

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических

наук Кривовичев Владимир Герасимович

кандидат геолого-минералогических наук Смирнов Сергей Захарович

Ведущая организация: Институт минералогии Уральского

отделения РАН, г. Миасс.

Защита состоится «19» мая 2009 г. в 10 часов на заседании дис сертационного совета Д 003.067.02 при Институте геологии и минера логии им. B.C. Соболева СО РАН в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, пр-т ак. Коптюга, 3.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института

Автореферат разослан «23» марта 2009 г.

Ученый секретарь диссертационного совета д.г.-м.н.

Актуальность исследований. Пирогенный метаморфизм достаточно широко распространен в природе и представляет собой специфический вариант высокотемпературного (Т> 1000°С) и низкобарического (Р < 25 бар) преобразования осадочного протолита. Его тепловым источником выступает энергия экзотермических реакций горения каусто-биолитов. РТ-поле образования пирогенных пород, частично перекры-ваясь в своей низкотемпературной области (Т = 700-1000°С) с РТ-полем спуррит-мервинитовой фации, простирается вплоть до Т= 1500°С. Это является необходимым и достаточным условием для выделения РТ-области формирования пирогенных пород в самостоятельную высокотемпературную субфацию спуррит-мервинитовой фации метаморфизма. На сегодня это последнее "белое пятно" на схеме фаций в области низких-умеренных давлений. Главная цель диссертационной работы -на примере пирогенных пород фомации Хатрурим (Израиль, Иордания) осуществить комплексное исследование процесса высокотемпературного преобразования силикато-карбонатного осадочного протолита. Для ее достижения были последовательно решены следующие задачи.

1. Выполнено исследование традиционных минералов-индикаторов высоких и сверхвысоких температур (ранкинит, ларнит, геленит, браунмиллерит), а также минералов, данные о которых прежде были неполны, отрывочны или вообще отсутствовали (флюорэллеста-дит, бредигит, параволластонит, псевдоволластонит, нагельшмидгит, йелимит, CaFe407 (триг.), минералы ряда перовскит-браунмиллерит). Обосновано использование новых температурных реперов для реконструкции параметров метаморфизма.

2. Определен фациальный характер термических ореолов; выполнена оценка РТ-параметров метаморфизма и реконструирован тепловой источник пирогенных преобразований пород формации Хатрурим.

3. Реконструированы условия консервации минералов-индикаторов спуррит-мервинит-ларнитовой субфации (ранкинита, на-гельшмидтита, полиморфных модификаций Ca3Si309, Ca2Si04, алюминатов и ферритов кальция) на постметаморфическом этапе.

4. Обосновано применения высокотемпературных пирогенных пород в качестве индикаторов древних провинций грязевого вулканизма и связанных с ними резервуаров углеводородов.

Фактический материал. Объекты исследования - породы древних грязевулканических построек формации Хатрурим (или «Mottled Zone» (MZ) - «Пестрой Зоны»), расположенные в обрамлении Мертво-морского трансформного разлома. Изученная коллекция включала 103

обр. метаморфических, осадочных пород и гидротермапитов, собранных в ходе полевых работ 2005 г. (Бассейн Хатрурим, коллекция лаб. 440) и 2007 г. (комплексы Наби Муса и Свага, сборы автора).

Научная новизна.

• Систематически охарактеризованы следующие редкие минеральные виды: майенит; псевдоволластонит и йелимит (третья находка в мире); нагельшмидтит (вторая находка); бредигит (первая находка в пирогенных породах); флюорэллестадит (первая находка в природе).

• Обнаружен новый минеральный вид: Саз'ЩРеД^Оп (ромб.).

• На примере пород М2 впервые дана оценка минералогической продуктивности метакарбонатных пирогенных пород и выполнен анализ кристаллохимической специфики слагающих их минералов.

• Впервые для комплексов формации Хатрурим доказано плавление высококальциевого протолита и обоснованы температуры термических преобразований, достигающие 1500°С. В комплексах Свага и Наби Муса обнаружены паралавы, в составе которых впервые диагностированы ранкинит, параволластонит, флюорэллестадит, куспидин, а также минералы ряда Ре-перовскит - браунмиллерит.

• На базе геологических и петрологических данных доказано, что главным тепловым источником метаморфических преобразований комплексов Мг были горящие струи углеводородных газов.

Практическая значимость. Сформулированы критерии идентификации древних провинций грязевого вулканизма, служащих индикаторами залежей углеводородов (Сокол и др., 2008).

Защищаемые положения.

1. Пирогенные ассоциации высококальциевых пород формации Хатрурим характеризуются высокой минералогической продуктивностью (К = 3.2, где К=48ми„ера.юв/15меме™в). Диагностированы следующие общепризнанные минералы-индикаторы метаморфизма спуррит-мервинит фации: спуррит, ларнит, псевдоволластонит, параволластонит, ранкинит, майенит, браунмиллерит. Редкие минералы — бредигит, йелимит, нагельшмидтит, флюоэллестадит, полукальциевый феррит СаРе407, фаза СазТ1(Ре,А1)208 (ромб.), а также новый минеральный вид Са5Т1(Ре^А1)40]з (ромб.) могут использоваться в качестве минералов-индикаторов метаморфизма сверхвысоких температур (Т = 1000-1500°С) и низких давлений.

туры образования ларнитовых пород (Т =1000-1300°С) и паралав (Т =1200-1500°С), а также локальность их очагов позволяют утверждать, что они возникли в результате факельного горения газовых струй.

3. Постройка Наби Муса - типичный комплекс формации Хатру-рим - является древним грязевым вулканом. Это доказывается наличием двух эруптивных аппаратов; соотношением между брекчированны-ми осадками и пирогенными породами и геохимической спецификой сопутствующих гидротермалитов (В, V, Zn, Mo, U, Th, Cr, Ba, Sr).

Публикации h апробация работы. Основные положения работы докладывались на конференциях «Минералогия техногенеза-2005; 2006» (Миасс, Кунгур, 2005; 2006), на симпозиуме «The 6-th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology» (Амман, 2007); на международной конференции «Кристаллогенезис и минералогия» и «Федоровской сессии» (Санкт-Петербург, 2007; 2008); на III европейском семинаре «Petrology of the lithosphère in extensional settings» (Будапешт, 2008) и на IV Сибирской конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2008). По теме диссертации опубликованы 2 статьи в рецензируемых журналах и тезисы 5 докладов.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и приложения. Содержит 125 страниц текста, 20 таблиц, 81 иллюстрацию, список литературы включает 173 наименования.

Благодарности. Автор благодарен своему научному руководителю д.г.-м.н. Э.В. Сокол. За конструктивную критику, рекомендации и дружескую поддержку автор признателен академику РАН В.В. Ревердатто, д.г.-м.н. И.С. Новикову, В.Н. Шарапову, к.г.-м.н H.A. Кулик, В.В. Шарыгину, A.B. Корсакову, E.H. Нигматулиной, д.ф.-м.н. В.Ф. Павлову («Наука» КНЦ СО РАН, Красноярск), а так же К.А. Коху, O.A. Козьменко, С.А. Новиковой и И.С. Шарыгину. За помощь в организации полевых работ автор сердечно благодарит др. Е. Вапника (Университет им. Бен-Гуриона, Израиль), академика HAH Украины Е.Ф. Шнюкова, др. Б. Мохда (Университет г. Амман) и И.Н. Гусакова (г.Темрюк). Работа выполнена при поддержке РФФИ (гранты № 05-05-65036; 08-05-90405), Сибирской метаморфической школы (258.2008.5) и СО РАН (проект №105).

Глава 1. Геологический очерк центральной части Леванта

Рассматриваемая территория расположена в северной части Африканской плиты, - вблизи ее коллизионной границы с Евразийской

плитой. Докембрийский фундамент перекрыт здесь осадочным чехлом, пермо-триасовый и юрский структурные этажи которого не имеют сплошного распространения. Мел-палеогеновые осадки, напротив, залегают в виде почти непрерывного покрова, собранного в крупные складки и сдвинутого по левостороннему сдвигу Мертвоморского (Иорданского) трансформного разлома. В обрамлении этого разлома расположены 15 комплексов формации Хатрурим. Каждый из них включает от 1 до 5 геологических тел. Наиболее крупными (-100 км2) являются комплексы Бассейна Хатрурим (Израиль) и Даба-Свага (Иордания), площади остальных - 1-10 км2. В разрезах MZ брекчированные терригенно-карбонатные осадки и пирометаморфические породы сочетаются с низкотемпературными гидротермалитами. Большинство комплексов MZ, расположенных к западу от Мертвого Моря, приурочено к восточному крылу крупной складки юго-западного простирания, осевая зона которой выражена в рельефе Иудейскими и Самаринскими горами. Они сосредоточены в пределах осложняющих их синклиналей. Комплексы MZ, расположенные на Трансиорданском плато, приурочены к системе сателитных грабенов системы Красноморского рифта.

Формирование комплексов MZ происходило в постмеловое время, после начала процессов деформации и размыва верхнемеловых толщ региона. Они венчают осадочный меловой разрез территории, несогласно залегают на кампанских осадках (формация Мишаш) и поэтому не могут быть метаморфизованными аналогами маастрихтских ме-лов формации Гареб. На западном берегу Мертвого Моря нигде не наблюдается перекрытия пород MZ осадками, и их верхняя возрастная граница остается неопределенной. Иорданские комплексы MZ частично перекрыты четвертичными породами: Хусаим Матрук - полями плейстоценовых травертинов, а Макарин - базальтовым покровом.

Глава 2. Геологическое явление «Mottled Zone»: эволюция представлений

Название «Mottled Zone» — «Пестрая зона» комплексам Хатрурим дал L.Picard (1931). Оно точно отражает как разнообразие самих пород (которых насчитывается около 40 (Gross, 1977)), так и мозаичность их сочетаний на отдельных площадях. Нетривиальный объект, не имеющий очевидных аналогов в других районах мира, вызывал постоянный интерес исследователей. За 160 лет его изучения в качестве главных процессов, создавших комплексы формации Хатрурим, были последовательно названы: контактовый метаморфизм (Tristram, 1865), вулка-

низм (Hull, 1886), гидротермальное преобразование (Blanckenhorn, 1912), диагенез осадков (Picard, 1931; Avnimelech, 1964); горение рассеянного органического вещества маастрихтских мергелей и мелов (Wyllie et al., 1923; Lees, 1928; Bentor, Vroman, 1960); гидротермальная деятельность, обусловленная внедрением перегретых флюидов (Gilat, 1998). Каждая из них преимущественно была акцентирована на одном явлении, что не позволяло непротиворечиво объяснить все структурно-вещественные особенности комплексов MZ. Вместе с тем, геологические наблюдения и аргументы каждого из авторов обладают несомненной ценностью, и должны быть учтены в генетических построениях.

С 1963 г. в качестве основной фигурирует гипотеза (Bentor et al., 1963), трактующая комплексы MZ как продукты площадного горения битуминозных мелов формации Гареб, содержащих 5-20 мас.% С(фг (Gross, 1977; Matthews, Gross, 1980; Burg et al., 1991; 1999). Согласно ей, пожар в сплошной среде субгоризонтально залегающих осадков постепенно распространился на глубину 80-120 м. Привлечение данной концепции позволяет объяснить появление на этой амагматичной территории только одной группы пород - пирометаморфических. Вместе с тем в рамках концепции in situ горения твердого рассеянного топлива не находят объяснения такие важные геологические факты, как 1) разнообразие пород MZ; 2) значительное превышение мощности MZ над мощностью мелов формации Гареб; 3) обилие в разрезах MZ брекчий, сложенных фрагментами пород нижележащей осадочной толщи; 4) интенсивная гидротермальная переработка разреза MZ; 5) наличие кла-стических даек, содержащих 20-70 об.% окатанного кварцевого песка.

Новый этап изучения комплексов MZ инициировал др. Е. Вапник, указавший на их радикальное отличие от пирогенных комплексов, возникших в результате горения твердого топлива (Vapnik et al., 2007). Сегодня комплексы MZ рассматриваются как древние грязевые вулканы, а основным фактором пирогенных преобразований осадков признано горение углеводородных газов (Сокол и др., 2007; 2008).

Глава 3. Аналитические методы

Изучение коллекции пород формации Хатрурим выполнено в аналитических лабораториях ИГМ СО РАН и Университета им. Бен-Гуриона (г. Беэр-Шева, Израиль). Для решения минерапого-петрологических задач были использованы рентгенфлуоресцентный силикатный анализ горных пород, методы ICP-AES и ICP-MS (60 определений), петрографический (150 шлифов), рентгенофазовый (120 обр.),

термический (25 опр.) и микрозондовый (500 опр.) методы анализа, а также сканирующая электронная микроскопия (200 снимков). Для реконструкции температурного режима кристаллизации пирогенных расплавов были исследованы расплавные включения (более 30 термических эксп.) и проведены эксперименты по плавлению пара-лав (СКТБ «Наука», г. Красноярск).

Глава 4. Характеристика комплекса Наби Муса

Комплекс Наби Муса расположен на территории Палестинской автономии и вскрыт автострадой Иерусалим - Иерихон. Поле пород М2 пород вытянуто с северо-запада на юго-восток на 1900 м при ширине -350 м. В рельефе ему соответствуют пологие холмы высотой до 40 м. Холм Наби Муса имеет две плоские вершины и целиком сложен разнообразными породами формации Хатрурим (рис. 1). Восточный латеральный контакт пород постройки с битуминозными мелами резкий, извилистый; наблюдается проникновение битуминозного вещества по трещинам в вышележащие породы MZ. Большая часть постройки Наби Муса сложена нестратифицированными мелоподобными породами высокой прочности. Помимо кальцита они содержат арагонит, ватерит, гипс, этгрингит, апатит, тобермориты и гидросиликаты Са (табл. 1), Постройка рассечена многочисленными трещинами и гидротермальными жилами. Многие из трещин заканчивается зонами брекчирования. Целиком вскрыты два подводящих (по-видимому, разновозрастных) канала: восточный - интенсивно преобразованный позднейшими гидротермальными изменениями и западный - высокой сохранности. Его венчает расширяющаяся кверху воронка, заполненная брекчией из нижележащих осадков (кампанских кремней, туронских доломитов, известняков и мергелей). В составе брекчий был обнаружен уникальный фрагмент красноцветного кварцевого песчаника нубийского типа (апт). Очаги пирогенных пород обнаружены на всех уровнях постройки. В основании преобладают гидротермально преобразованные реликты спуррит-браунмиллеритовых мраморов и, реже, ларнитовых пород. Ветвящиеся бескорневые жилы гидротермально измененных паралав (длиной до 4 м, мощностью 3-25 см) обнаружены в обоих кратерах.

Все типы пород постройки достоверно отличаются от монотонных мелов формации Гареб (табл. 2). В сравнении с ними битуминозные породы обогащены Са и обеднены 5Ю2, А1203, ТЮ2, Ее203, М§0 и К20 . Мелоподобные породы крайне неоднородны и в локальных участках обогащены А1203, М§0, Ка20, С1 и БО,.

(8X9) \

@ @> 31,798'N 35,418'

Л | {§> I 9 /,,,

<3\Д<з> ®\ | // /

/ Гм1

350 т

Рис. 1. Схематичное изображение строения холма Наби Муса

1- светлые брекчированные и уплотненные мелоподобные породы; 2- мелоподобные породы со следами битуминозной пропитки; 3- битуминозные темно-серые мелоподобные породы; 4-брекчированые осадочные породы,пирометаморфически и гидротермально преобразованные; 5-спеченные брекчии: не измененные фокусы (а); реликты (Ь); 6- воронкообразное тело, заполненное сцементированными и рыхлыми брекчированым материалом нижележащих осадков; 7-охристые рыхлые отложения, состоящие из обломков кремней в кальцит-гипс-смектитовом мат-риксе; 8- паралавы: (а) жилы, (Ь) гидротермально преобразованные реликты; 9- гидротермальные жилы; 10- места отбора образцов; 11- места фотодокументации

Паралавы имеют уникальный состав: суммарное содержание в них СаО = 40-51 мас.% и Si02 = 35-47 мас.% при резком обеднении прочими петрогенными компонентами (кроме Р2О5) в сравнении с ранее изученными паралавами (рис. 2). Их ближайшими аналогами являются паралавы, обнаруженные на грязевых вулканах нефтяных полей Курдистана (Basi, Jassim, 1974) и Ирана (McLintock, 1932).

Главными особенностями спектров распределения РЗЭ, нормированных на PAAS, всех изученных пород постройки Наби Муса является их обогащение тяжелыми РЗЭ в сравнении с легкими РЗЭ, наличие положительной Y и отрицательной Се аномалий и заметное обогащение Th, U, Sr, Р. Все спектры (за исключением паралав) имеют Zr, Hf и Ti отрицательные аномалии (рис. 3).

Минералогия и химический состав минералов паралав

Объектами детального изучения стали три наиболее свежих образца паралав (табл. 1; 3), в одном из которых сохранился ненарушенный контакт с вмещающим роговиком. Все паралавы являются полнокристаллическими, их структура варьирует от крупно- до мелкозернистой. С поверхности жилы преобразованы в волокнистый агрегат то-берморитов (10.6 А и 11.3 А), этгрингита и афвиллита. Поры заполнены облачным кальцитом и гидросиликатами кальция

В паралавах обнаружены три низкобарические модификации Са^1}09\ псевдоволластонит (a-Ca3Si309, трикл.), параволластонит (р-Са^зОр, мон.) и волластонит (p-CajSi^O?, трикл.). Все они отвечают стехиометрии Ca3Si309. Диагностическими признаками a-Ca3Si309 являются пластинчатый габитус индивидов и фиолетовое свечение под пучком микрозонда; для волластонита - это ксеноморфные удлиненные индивиды со слабым голубым свечением; для параволластонита - яркие цвета интерференции, отсутствие двойников, пластинчатый габитус индивидов и три направления спайности параллельно (100), (102) и (001). Рентгеновские характеристики минералов соответствуют эталонам PDF: волластонит (карта 420550), параволластонит (100489) и а-Ca3Si309 (310300). Инверсия a-Ca3Si309 -> P-Ca3Si309 не зафиксирована. Все модификации Ca3Si309 устойчивы к гидротермальным изменениям.

Мелилит обнаружен во всех паралавах комплекса Наби Муса, а также в роговике. Он образует крупные идиоморфные кристаллы, включения в ранкините, реже - заполняет интерстиции. Цвет минерала варьирует от соломенно-желтого (обогащен Ca2AbSiO?) до темного медово-желтого (обогащен Ca2Fe3+2Si07). Составы мелилитов отвечают

Рис. 4. Основные кристаллохимиче-ские типы минералов пирогенных пород комплексов MZ (всего 48 минералов): I - силикаты без дополнительных анионов, 2 - алюминаты + алюмо-ферриты, 3 - фторсиликаты, 4 - самородные вещества + фосфиды, 5 - фосфаты, 6 - карбонато-силикаты, 7 - сульфиды, 8 - фосфатосили-каты, 9 - сложные соединения, 10 - оксиды

Рис. 2, Химические составы пород формации Хатрурим (2-6) в сравнении с битуминозными мелами формации Гареб (1) в координатах СаО-5Ю2-А1203.

2 - паралавы комплекса Наби Муса; 3 -анортит-клинопироксеновые паралавы; 4 -анортит-клинопироксеновые роговики (3, 4

- бассейн Хатрурим) (Уартк е1 а!., 2007); 5

- парачавы бассейна Хатрурим, антиклиналь Гурим (Сокол и др., 2008); 6 — мели-литовый роговик (Комплекс Наби Муса).

70% 310,

Са:8ЬО

70% СаО

Рис. 6. Проекции составов и кристаллизационные тренды паралав в координатах СаО-8 Ю2-А 120з. Фазовая диаграмма системы СаО~5Ю2-А12Оз. по (ОвЬогп, Миап, 1960).

Са&ЬО«

твердым растворам серии гслеиит-ферригелепит (в мол.%): (Са2А128Ю7 - 9.79-68.54; Са2Ре 28Ю7 - 3.70-46.73) с примесыо миналов Са2(Ме8Ь07) (2.48-29.40 и Са2(Ре2+81207) 0.68-8.23. Отношение >%/(М§+Ре) варьирует от 0.17 до 0.63. Кристаллы зональны,- их каймы обогащены №20 (до 3.16 мас.%) и Са2(Мц81207). Количество и состав мелилита определяет валовый состав породы, - чем больше концентрация РеО и ниже отношение (Са+№+К)/А1 в породе, тем выше в ней содержание мелилита, обогащенного геленитовым (Са2А128Ю7) миналом.

Ранкинит впервые обнаружен в плавленых породах. Является одной из ранних породообразующих фаз; в различной степени замещен тоберморитами. Содержит крупные включения нагельшмидтита и стекла, бесцветен, спайность отсутствует. Состав ранкинита соответствует Са3[81207], количество примесей РеО и N^0 минимально.

Ларнит - породообразующий минерал в парапаве и вмещающем ее роговике. Образует ромбовидные кристаллы (до 600 цт) и амебовидные включения (20-100 цт) в мелилите. Минерал бесцветный или голубоватый, полисинтетически сдвойникован. Ларнит содержит 0.42.3 мас.% Р205, присутствие которого стабилизирует р-Са2[8Ю4], предотвращая его переход в у-Са2[8Ю4] (Вгес^, 1943; Белянкин и др., 1952). а'-Са2[8Ю4] и у-Са2[8Ю4]-модификации не обнаружены.

Нагелышшдтит образует трубчатые включения в шорломите (обр. 21) и крупные овальные включения в ранкините (обр. 120). Во включениях сохранился свежий минерал - серого цвета, мутный, с шагреневой поверхностью и штриховкой полисинтетического двойникова-ния. Содержания главных компонентов (мас.%): СаО (59.68-60.72), БЮ2 (27.93 - 28.86), Р205 (6.75-7.93); регулярно присутствуют К20 (1.011.53 мас.%) и Ыа20 (1.33-2.16 мас.%). Согласно (Шуепе! е1 а1„ 2000), в нагельшмидтите изоморфное замещение + Р+5 —► Са2+ + 814+ реализуется при Т>1200°С. В этих условиях становится устойчив твердый раствор а-ЫаСаР04 - а-Са2[8Ю4]. Оба минала имеют глазеритовый НаК3(804)2 тип структуры, что и объясняет присутствие примесей Ка20, К20 и 803 (0.11-0.28 мас.%) в изученном нагельшмидтите.

Куспидин заполняет интерстиции паралав, бесцветней не имеет спайности и следов вторичного замещения. Химический состав куспи-дина соответствует Са4[8ь07]Р2. Концентрация 7 - 8.47-10.60 мас.%.

Фторапатит и флюорэллестадит - акцессорные минералы паралав и роговика. Оптические характеристики минералов близки. Они образуют бесцветные или сероватые длиннопризматические кристаллы. Фторапатит характеризуется малыми вариациями СаО (56.0-

58.6 мае. %) и значительными Р205 (27.6-35.8), S03 (1.9-5.9), Si02 (2.86.4) и F (3.0-3.8). Составы флюорэллестадитов более разнообразны: Si02 (9.17-11.00 мае. %), S03 (8.78-11.60 мае. %), Р205 (17.49-22.79 мае. %). Главная изоморфная схема:

Шорломит (Ti-апдрадит) обнаружен как в роговике, так и в па-ралавах, где образует разнообразные закалочные структуры в интерсти-циях. Минерал не изменен, полупрозрачен, цвет варьирует от медово-до красновато-коричневого. Составы шорломитов из паралав изменяется в пределах (мас.%): СаО (32.73-33.56), Si02 (29.14-31.88), Fe203 (26.66-27.97), Ti02 (5.32-10.76); количество (в мас.%) V205 достигает 0.26, Zr02 - 0.48; Cr203 - 0.77. Ti и Сг связаны значимой положительной корреляцией (R=0.915; п=5). Все изученные шорломиты обладают, дефицитом кремния, что типично для Ti гранатов, кристаллизующихся из расплавов (Cosca et al., 1989; Müntener, Hermann, 1994).

Рудные минералы. Fe-перовскит, полукальциевый феррит (CaFe407), Ca3Ti(Fe,Al,Si)20& (фаза X) и CaJh(Fe,Al,Si)2Ou (фаза Y) и гематит развиваются по дендритным каймам мелилита, замещая его полностью или частично. Все минералы просвечивают глубоким красным цветом. Fe-перовскит, содержит (в мас.%): Fe203 (13.56-14.28); Si02 (1.98-2.07); и АЬ03 (0.46-0.60). Реальный состав CaFe407 отвечает формуле Cao.9oiMgo.226Tio.o38Fe2.996Alo.363Sio.46907. Фазы X (Ca302-3.osTi1.17. 1.2s(Feo.99-1.26Aloo7Slo.63)08.38-8.39) и Y (Ca406-4.09Ti2.00-2.12(Fe 112-1.15Alo.O4Sio.66-о.б9)Оц.зо-п.зб) - промежуточные соединениями псевдобинарного перов-скит- браунмиллеритового твердого раствора, дополнительно содержат Si02 (10.62 и 7.69 мас.%, соответственно). В гематите обнаружены А1203 (1.14 мас.%) и Сг203 (2.88 мас.%).

Первичные включения силикатного расплава (10-170 цт) и низкоплотные флюидные включения (10-100 цт) обнаружены в мелилите, псевдоволластоните, параволластоните, ранкините и апатите. Расплав-ные включения в ранкините начинают плавиться при Т=1100-1250°, но даже при Т=1350°С не достигают гомогенизации. После закалки включений образуется буроватое либо зеленоватое высококальциевое стекло ультраосновного состава (табл. 3).

Бредигит и йелимит в продуктах твердофазовых пирогенных преобразований

Объектом детального анализа стал образец брекчии (2А), состоящей из гидротермально измененных обломков различных пород в гипс-арагонитовом цементе (табл. 1). Один из этих фрагментов представляет собой относительно свежую пирогенную породу и содержит

наряду с ларнитом, мелилитом и флюорэллестадитом, крупные индивиды редчайших минералов - йелимита и бредигита.

Йелимит занимает интерстиционное пространство между мелилитом, флюорэллестадитом и бредигитом. Его состав отличается от теоретического присутствием (в мас.%): Fe203 (4.01-5.82), Si02 (0.351.86), Na20 (до 0.70) и К20 (до 0.26). Его кристаллохимическая формула - Ca3.9ioAlj.637Fe3+o.3i2Sio.o36Si.oo70|6 -отражает изомофные замещения как в катионной (Са -> Na, К), так и анионной (Al - Fe, Si) в позициях.

Бредигит является стехиометричным соединением постоянного состава - Ca6.92oMgi.oioSi3.946Alo.ouPo.o320i6, и соответствует идеальной формуле Ca7Mg[Si04]4. Соединение Ca7MgtSi04]4 (ромб.) устойчиво в температурном интервале 979-1372°С (Lin, Foster 1975; Essene, 1980), а соединение Ca4Al60i2(S04) - при Т= 1000-1350°С (Gross, 1984).

Глава 5. Обсуждение результатов

Метакарбонатные пирогенные породы формации Хатрурим отличаются высокой минералогической продуктивностью К = 3.2, где К=48ми„ераЛов/15элементов и могут быть названы «царством кальциевых минералов», - их здесь обнаружено 29 видов. Кремний входит в состав 20 фаз, Fe - 18, Al - 14, Mg - 12, Р - 6, S и Ti - 5, F - 3, К - 2. Для них характерно обилие сложных ангидритных солей, - стабильных при высоких температурах (рис. 4). К их числу, в частности, относятся флюорэл-лестадит (Caio(Si04)3.x(S04)3.x(P04)2XF2) и йелимит Ca4Al60i2(S04). Среди двойных солей наибольшим распространением пользуется спуррит (Ca4[Si04]2-Ca(C03)), меньшим - шорломит (Ca3(Fe,Al)2[Si04][Ti04]2) и куспидин (Ca4[Si207]F2). Среди оксидов наряду с гематитом, шпинелью, периклазом, перовскитом и известью, широко развиты алюминаты (майенит Cai2Al|4033 и диалюминат кальция СаА1407), алюмосилико-ферриты (Ca2.3(Fe3+,Al,Si)205), алюмо-ферриты (браунмиллерит (Ca2FeA105)), и соединения с перовскитоподобной структурой (Ca3Ti(Fe,Al)208 и Ca5TiFe2Al20|3). Три последние фазы обнаружены в природе впервые (Шарыгин и др., 2008; Затеева, 2008).

Р-Т параметры образования пирогенных пород комплекса Наби Муса. В общем случае в пирогенных породах постройки Наби Муса совмещены минеральные ассоциации, состоящие из реликтов высокотемпературных ангидритных минералов и ретроградных гидросиликатов, карбонатов и водных сульфатов кальция. Здесь преобладают такие индекс-минералы метаморфизма спуррит-мервинитовой фации как ларнит, спуррит, алюминаты и ферриты Са. Отсутствие тиллеита

свидетельствует о близповерхностном характере термических преобразований (Р« 1 кбар). Приуроченность пирогенных пород постройки Наби Муса к зонам разуплотнения и выноса вещества (жерловая фация) подтверждает вывод о субаэральных условиях метаморфизма. Регулярное присутствие в пирогенных породах кальцита и спуррита указывает на преобладание С02 во флюиде (Ревердатто, 1970; Grapes, 2006).

Среди пирометаморфических пород комплекса Наби Муса доминируют продукты твердофазовых преобразований высококальциевого протолита. Наиболее распространены спурритовые мрамора. Присутствие в них браунмиллерита, майенита, геленита и ларнита позволяет оценить температуру их образования 850-1000°С. В менее распространенных ларнитовых породах зафиксированы алюминато-ферриты Са и Ti, бредигит и йелимит, что позволяет оценить температуры их образования 1000-1300°С (рис.5). Таким образом, твердофазовые преобразования осуществлялись при 850-1300°С и, вероятнее всего, были обусловлены площадным горением инфильтрирующих потоков метана.

1600 1500 1400 1300 1200 J100 1000 900

■ j Интервал устойчивости ' брсдигита Ca.Mg(SiO.],

изсГ

.Интервал устойчивости ':

ассоциации !

Рс-перовскнта + Ca,Ti!Tc,Al):0*

i Интервал гомогенизации 'расплавиых включений в ^мсли-тите и раиктште паралавы:

XЛ -Продукты тверлофачовы.ч npcoopariOBaimfi

-Расплав

-Паралавы

Время

Рис. 5. Реконструкция термического режима пирогенного преобразования пород комплекса Наби Муса.

Находки высокотемпературных плавленых пород - паралав -вступают в противоречие с канонической гипотезой образования комплексов MZ, отрицавшей возможность плавления высококальциевого протолита, поскольку этот процесс требует аномально высоких температур (Matthews & Gross, 1980; Burg et al., 1991; 1999). Ранний этап кристаллизации паралав состава ранкинит-Са381309-геленит (± ларнит) может быть корректно реконструирован на базе диаграммы системы CaO-SiCb- AbOj (рис. 6). Температура начала кристаллизации этих расплавов была не ниже 1450°С. Экспериментально образцы паралав были расплавлены при 1480°С и 1500°С (СКТБ «Наука» (г. Красноярск)). Плавление расплавных включений в минералах паралав начинается при Т=1100-1250°, и при Т=1350°С гомогенизация не достигается. На основании фазовой диаграммы СаТЮз — Са2рег05 температура формирования интерстициальных ассоциаций может быть оценена в 1170-1200°С. Таким образом, реконструированные температуры кристаллизации СМ расплавов комплекса Наби Муса составляют 1100-1500°С. Поскольку для пирогенных процессов характерны огромные теплопотери, температура теплоносителя должна была существенно превышать эту величину. Это возможно только при сжигании в кислородной атмосфере высококалорийного топлива, к которому относятся газы грязевулкани-ческих провинций, содержащие 90-99 об.% СН4.

Реконструкция природы протолита пород формации Хатру-рим. Геохимические характеристики большинства пород комплекса Наби Муса типичны для морских осадков с различным соотношением пелитового и карбонатного материала и примесью биогенного апатита, ответственного за аномальные содержания P, Sr и U. Индивидуальные особенности спектров распределения РЗЭ образцов, а также Y/Ho и La/Yb отношения свидетельствуют о том, что протолиты большинства пород MZ и мелы формации Гареб не идентичны, однако могут принадлежать к единой седиментационной последовательности. Исключение составляют парапавы и жилы. В этом ряду мелы формации Гареб представляют нормальные карбонатные морские осадки. Геохимические характеристики битуминозных и слабо преобразованных пород постройки Наби Муса, напротив, отвечают максимальной степени диа-генетических преобразований.

Близкий к двухкомпонентному (CaO-SiCh) макроэлементный состав паралав, их обеднение РЗЭ, отсутствие отрицательной Ti аномалии и значимые содержания Zr и Hf позволяют предполагать, что протоли-том паралав явилась смесь СаСОз и кварцевого песка с минимальным

содержанием пелитовой компоненты. Плавление этой смеси осуществлялось in situ в зонах воздействия сфокусированных метановых струй.

Роль карбонатизации в эволюции и последующей консервации древнего грязевого вулкана Наби Муса. Конус Наби Муса, как и ряд древних грязевых вулканов (Kopf, 2002; Шнюков и др., 2005), сохранился благодаря его тотальной карбонатизации. Для постройки характерны глубокие гидротермальные изменений большей части фрагментов пород, слагающих брекчию, и полная карбонатизация глинистого матрикса. Сохранившиеся реликты слоистых силикатов и соотношение SiC^AljCh в пирогенных породах указывают на преимущественно смектитовый состав глинистого материала выбросов. Вследствие карбонатизации первичные петрохимические характеристики протолита большинства пород MZ обычно бывают уничтожены. Они консервируются только в реликтах пирогенных пород, которые и следует использовать для реконструкции протолита и определения уровня выноса осадков. В брекчиях грязевого вулкана Наби Муса преобладают фрагменты туронских известняков и доломитов, а также мергели (коньяк-турон) и кремни (кампан). Наиболее древними являются фрагменты красноцветных песчаников Нубийского типа (апт), залегающие на глубине не менее 1.5 км.

Грязевулканические системы питаются водами из различных источников, расположенных на различных стратиграфических уровнях (Kopf, 2002; Шнюков и др., 2005). Контрастный микроэлеметный состав гидротермально преобразованных пород постройки Наби Муса также указывает на поступление вод из различных источников. Наиболее «разбавленной» геохимией (рис. 3) отличаются кальцит-CSH жилы, возникшие, вероятнее всего, при участии малоглубинных вод. Жилы кальцит-галит-бруситого состава обладают чертами геохимического сходства с погребенными мертвоморскими рассолами (обогащение Mg, Na, С1, В). Присутствие гидросиликатов кальция, брусита, а также избирательное сохранение модификаций Ca3Si309 в процессах гидротермального изменения пород указывает на щелочной характер растворов (Shaw et al., 2000; Golubev et al„ 2005).

Заключение

Изучение полного разреза постройки Наби Муса впервые позволило получить доказательства того, что этот типичный комплекс MZ аналогичен древним грязевым вулканам по следующим характеристикам: внутренняя и внешняя морфология постройки, набор продуктов

извержения, высокая степень переработки постройки щелочными водами; пестрый геохимический состав продуктов извержений и наличие ограниченных участков, обогащенных Mg, Na, Cl, В, Zn, Cr, Ni, Ba, U. Локальность фокусов высокотемпературных (850-1500°C) пирогенных преобразований осадочного протолита указывает на то, что движущей силой извержений были углеводородные газы, преимущественно метан.

Схематический сценарий образования и развития постройки На-би Муса представляется следующим. На начальном этапе происходило спокойное излияние маловязкой водонасыщенной пульпы, сопровождавшееся эмиссией углеводородов. На следующем этапе избыточное газовое давление в грязевулканическом очаге резко возросло, что повлекло за собой эксплозивный выброс гетерогенного материала нижележащих осадков и формирование основной части постройки. Регулярные возгорания газов на небольшой глубине привели к образованию пирогенных пород, являющихся типичными продуктами реакций прогрессивной декарбонатизации и химического взаимодействия с дегидратированным силикатным материалом. Очаги развития наиболее высокотемпературных пирогенных пород (ларнитовых, иелимит- и бредигит-содержащих) и паралав приурочены к кратерам грязевого вулкана и зонам брекчирования. Геохимические характеристики паралав позволяют интерпретировать их протолит как смесь СаСОз и кварцевого песка (песчаники Нубийского типа, апт). Реконструированные температуры генерации этих пирогенных расплавов (до 1500°С) достижимы только в горящем метановом факеле (Четверушкин, 1999). Процессы плавления осуществлялись in situ в трещинных зонах, куда под большим давлением происходил выброс метана и кварцевого песка из коллекторов. Расплав остывал и кристаллизовался на небольшой глубине в прогретой среде в умеренно окислительной атмосфере. На завершающем этапе эксплозивная деятельность грязевого вулкана сменилась регулярными истечения минерализованных вод, что привело к глубокому ретроградному преобразованию пород постройки.

По теме диссертации опубликованы следующие работы:

Затеева С.Н., Сокол Э.В., Шарыгин В.В. Специфика пиромета-морфических минералов группы эллестадита // Записки ВМО. - 2007. -4.CXXXVI. - №3 - С. 19-35.

Zateeva S. Remarks on the nature of ultra-high-temperature melilitic rocks from the combustion metamorphic complex of the Hatrurim basin, the

Mottled Zone, Israel 11 the 6th International Symposium on Eastern Mediterranean geology (Amman, Jordan, April 2-5, 2007), 2007, p. 328.

Murashko M., Murashko Z., Sharygin V., Sokol E., Zateeva S., Vap-nik Ye. The new mineralogical findings in the Mottled Zone, Israel // the 6th International Symposium on Eastern Mediterranean geology (Amman, Jordan, April 2-5,2007), 2007, p. 328.

Затеева C.H., Шарыгин B.B. Псевдоволластонит-шорломитовые паралавы - индикаторы древних фокусов горения газовых факелов // И международная конференция «Кристаллогенезис и минералогия»: Тезисы докладов. 1-5 октября, 2007. - СПб, 2007. С.266-268.

Сокол Э.В., Новиков И.С., Затеева С.Н., Шарыгин В.В., Вапник Е. Пирометаморфические породы спуррит-мервинитовой фации как индикаторы зон разгрузки залежей углеводородов (на примере формации Хатрурим, Израиль) // Доклады РАН. - 2008. - Т.420. - №1. - С.104-110.

Затеева С.Н. Кристаллохимия индекс-минералов метакарбонат-ных пирогенных пород ларнит-мервинит-спурритовой субфации // Международная научная конференция, Федоровская сессия: Тезисы докладов. 1-8 октября, 2008. СПб., 2008, С.182-184.

Затеева С.Н. Сверхвысокотемпературные паралавы формации Хатрурим (Израиль): минералогия и генезис // Четвертая Сибирская международная конференция молодых ученых по наукам о Земле: Тезисы докладов. 1-3 декабря, 2008. Новосибирск, ИГМ СО РАН, 2008, С.121-122.

_Технический редактор P.M. Вараксина_

Подписано к печати 23.03.09. Формат 60x84/16. Бумага офсет №1. Гарнитура Тайме. Офсетная печать. _Печ. л. 0,9. Тираж 100. Заказ 30. _

НП Академическое изд-во "Гео", 630090, Новосибирск, пр-т ак. Коптюга, 3

Минеральные ассоциации паралав, гидротермально преобразованных СМ пород, преобразованных процессами карбонатизации пород Tuna'low-grade Hatrurim" и жил постройки Наби Муса (по данным оптической микроскопии и SEM, XRPD, ЕРМА и TG-DTA данным)

минерал формула Паралав ы Измененные CM породы * Цемент Уплотненные мелоподобные породы Жилы

12C 12D 13p 21 1 2 2A 29 12A 13h 22 10 226 4 8уе 11 lwt 8wt 9gr

Ранкинит Ca3[Si207] ■ ■ ••

Мелилит Ca2(Al,Fe)[(Si,Al)207] •• • • ••• • - — — — ••• В

Пар аво лл асто нит Ca3Si309(2M)

Псевдоволластонит a-Ca3Si309 • • - - - _ _ • _ _ - - - - - - - - -

Волластонит ß-Ca3Si309 • • - • - — — • — — - - - - - - - - -

Ларнит ß-Ca2[Si04] • • ••• - - — ••• — ••• •••

Куспидип Ca4[Si207]F2 • • •• • - - — — - • - - - - - - - - -

Нагельшмидтит (Na,K)2.xCa5+x(P04)4-x(Si04)x • • - •

Флюоралатит Ca10(PO4)6F2 • • - - - •• - • •

Флюорэллестадит Ca[0[(PO4)((SO4),(SiO4)]6F2 - — • - - • • — — — — - - - - - - - - -

Титанистый Ca3Ti4+2[Si3.x (F ei+,Al,Fe2+)x • • — • - — — — — • - - - - - - - - -

аидрадит 012]

Полу кальциевый CaFe407

феррит

Перо в скит CaTiOj

ФазаХ Ca3Ti(Fe,Al)208

Фаза Y Ca4Tí 2(Fe, Al ,Si)20 ^ j

Хромистая (Mg,Fe)(Fe,Cr)204

шпинель

Спуррит Ca4[Si04]2-Ca(C03) - - - • • •- — — -

Бредигит Ca7Mg[Si04]4

Иелимит Ca4Al6012(S04)

Браунмиллерит Ca2(Al,Fe)205 - - - - — • • — — — • • - - _ - - -

Гематит a-Fe203 • • —

Эттрингит Ca6Al2(S04)3(0H)V2-26H20 • - • - • - - - - - - - - - - -

Тоберморит Ca5[Si60l6](0H)2-4H20 - - • - — •• •• ••• •• • - - — •• — - ••• -

Кальцит CaC03 • • — • В • • В - •• В в • •• ■ в в В ••• • •

Арагонит Ca(C03) - - - - в - - - - - - - - - - • -

Ватерит Ca(C03) - - - - ----- - - - — •• — - •• -

Барит Ba(S04) • • —

Серпентин Mg6[Si4O10](OH)8

Гипс Ca(S04)-2H20 - - - - • • — — - — - • • • ••• — •• • • - -

Смектит •

Кварц Si02 • • • — — - - -

Брусит Mg(OH)2 в

Галит NaCl •

* — битуминозные породы комплекса Наби Муса.

Н, главные породообразующие (>30 об.%); породообразующие (10-30 об.%); второстепенные (5-10 об.%); акцессорные (<3 об.% ); —, отсутствует.

'Таблица 2

Химические составы битуминозных пород, пород "low-grade Hatrurim", жил, паралав и гидротермально измененных СМ пород комплекса Наби Муса и мелов формации Гареб (в мас.%).

образец:

AG-47с

Породы "Low-grade Hatrurim

Измененные СМ породы

Паралавы

8уе

lwt

8wt

9gr

12С 12D

Si02 11.7 5.20 6.90 39.30 5.60 18.50 1.70 34.90 1.50 10.80 25.20 46.00 25.10 24.60 8.10 35.00 36.00 46.53

тю2 0.1 <0.05 0.10 <0.05 <0.05 0.30 <0.05 <0.05 <0.05 0.17 0.50 0.06 0.13 0.29 0.15 0.21 0.42 0.21

А12Оз 4.3 1.00 2.00 <0.10 0.90 3.60 0.70 0.10 0.70 4.20 9.80 0.80 5.30 10.10 4.40 2.01 6.00 1.93

Fe203 2.1 0.80 1.00 0.20 0.60 1.80 0.10 0.20 0.40 2.60 4.50 0.60 2.40 4.00 2.40 1.30 2.80 1.81

MgO 0.7 0.50 1.00 0.20 0.50 2.20 0.30 0.20 52.20 0.90 14.90 0.40 1.10 0.60 0.50 0.50 1.00 0.32

CaO 43 49.40 46.70 42.90 49.00 37.90 52.90 43.60 9.80 43.00 17.00 39.60 52.00 45.80 47.20 50.10 48.10 44.38

Na20 0.3 0.80 0.50 0.80 1.20 1.40 0.30 0.40 0.50 1.00 1.60 1.20 0.30 0.30 0.50 0.40 0.40 0.28

K20 0.5 0.20 <0.10 0.30 0.30 0.30 <0.10 <0.10 <0.10 0.20 0.20 0.80 0.10 0.20 <0.10 0.20 0.20 0.10

P203 0.19 2.20 2.50 0.10 2.80 2.80 0.20 <0.10 0.50 1.60 3.90 0.30 2.40 2.90 1.90 0.80 1.10 0.89

SO, 1.2 1.70 10.00 <0.20 5.00 3.90 3.40 <0.20 0.30 2.40 2.80 <0.20 5.50 1.30 1.20 <0.20 0.20 0.16

co2 33.96 24.61 5.87 31.66 - 37.26 18.83 11.23 25.93 6.84 8.64 2.46 3.13 - 5.39- 1.51 1.69

CI - 0.79 0.34 0.51 0.39 0.85 0.26 0.56 1.14 0.47 - <0.015 0.11 <0.015 0.11 0.37 0.06 -

n,cf 3.85 3.85 10.22 2.55 - 2.58 1.41 21.0 6.40 12.63 14.98 3.13 6.45 - 3.81 1.43 2.02

ППП 35.1 38.60 28.80 16.60 34.60 27.60 40.10 20.80 33.60 32.80 19.50 10.30 5.70 9.60 33.10 9.20 3.00 3.86

Сумма 99.19 101.00 99.67 100.40 100.80 100.30 99.70 100.60 99.50 99.70 99.90 100.10 100.04 99.69 99.45 99.72 99.23 »100.15

*содержание Р - 0.23 мас.%.

1 - битуминозные сланцы формации Гареб (по данным Bogoch с! а1. (1999));

2 — битуминозные породы комплекса Наби Муса;

составы образцов АО-21, АО-23-25, АО-27ь по данным ВозосЬ е1 а1. (1999), все породы обогащены битумом.

Представительные анализы минералов СМ пород постройки Наби Муса

Минерал: Pwo Prw Wo Rn Nag Mel Mel Cusp Ap Ell Gr Gr Prv ФазаХ cf2 Spl Фаза У * Brdg Yeel

Образец: 12D 21 21 12D 12D 21 12D 12D 12D 21 12D 21 13p 13p 13p 13p 13p 12D 2a 2a

Si02 51.98 51.22 51.26 41.29 28.02 33.52 28.87 32.65 5.04 11.03 27.10 29.65 2.07 10.62 8.09 0.02 7.40 38.58 34.13 1.83

Ti02 0.04 0.01 0.03 0.02 0.00 0.03 0.01 - - - 10.33 6.45 40.04 25.06 0.88 0.01 31.77 0.62 0.21 0.04

Cr203 - - - - - - - - - - 0.37 0.67 0.65 0.38 - 6.81 0.10 0.05 - -

А1203 0.03 0.02 0.03 0.01 0.03 16.42 24.47 0.00 0.02 0.06 2.61 2.22 0.60 0.56 5.35 2.96 0.38 5.79 0.09 43.63

FeO 0.05 0.00 0.03 0.12 0.05 1.61 0.85 0.09 0.01 0.27 - - - - - 11.65 - 4.26 0.25 5.27

*Fea03 - - - - - 5.75 2.27 - - - 26.38 27.97 14.28 19.35 68.68 64.04 16.70 - - -

MnO 0.06 0.00 0.04 0.04 0.13 0.32 0.03 1.06 - -

MgO 0.03 0.04 0.09 0.18 0.10 3.91 2.80 - - - - - 0.00 0.00 2.61 10.22 0.00 43.42 5.71 0.28

CaO 48.64 49.20 48.96 58.30 59.70 35.09 38.85 60.31 58.60 56.16 32.76 32.93 41.69 43.41 14.50 0.27 42.61 1.47 58.98 35.20

BaO 0.10 0.04 -

Na20 0.02 0.01 0.05 0.04 1.89 2.40 0.85 1,62 0.32 0.69

к2о 0.00 0.02 0.01 0.00 1.50 0.35 0.25 0.02 0.26

Zr02 - - - - - - - _ - - 0.41 0.41 - - - - - - - -

v2o3 0.19 0.00 - - - - - - - -

p2o5 0.01 0.00 0.00 0.10 7.93 0.00 0.00 0.38 29.28 19.44 - - - - - - - 0.86 0.60 0.20

S03 0.03 0.01 0.00 - 0.12 - - 0.00 4.90 10.91 - - - - - - - 0.66 0.02 12.63

F - - _ - - - - 10.05 3.84 - - - - - - - - 1.92 - -

CI - - - - - - - 0.05 0.01 - - _ - - - - - - - -

0=F+C1 - _ _ - - - - -4.24 -1.62 - - - - - - - - 0.81 - -

Сумма 100.83 100.52 100.45 100.08 99.46 99.07 99.24 99.29 100.05 97.99 100,32 100.55 99.36 99.43 100.24 99.49 98.99 98.40 100.36 100.19

Примечание: Ар, флюорапатит; Brdg, бредигит; CF2, CaFe407 (триг.); Cusp, куспидин; Ell, флюорэллестадит; Gr, гранат; Mel, мелилит; Nag, нагелыпмидтит; Rn, ранкинит; Prv, перовскит; Prw, параволластонит; Pwo, псевдоволластонит; Spl, шпинель; W, волластонит; Yeel, йелимит; *, стекла из расплавных включений в ранкините паралавы; фазаХ, Ca3Ti(Fe,Al,Si)20g; фаза Y, Ca4Ti2(Fe,Al,Si)20n *FeO и Fe2C>3 рассчитаны по стехиометрии.

с. 3. Спектры распределения РЗЭ в морских мелах формации Гареб (а) в сравнении с различными породами древнего грязевого вулкана аби Мусса (b-f).

пектры нормированы на PAAS; (а) мелы формации Гареб (Маастрихт); (Ь) битуминозные породы; (с) преобразованные процессами рбонатизации породы типа «low-grade Hatrurim»; (d) паралавы; (е) СМ породы со следами ретроградных изменений; (f) гидротермальные илы. Состав эталонного глинистого сланца PAAS по данным Taylor, McLennan (1985).

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Затеева, Светлана Николаевна

ВВЕДЕНИЕ.

Глава. 1. ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ

ЛЕВАНТА.

1.1. Геологическое строение территории распространения пород MZ

1.2 Комплексы MZ: пространственная и структурная позиция.

1.2.1 Бассейн Хатрурим.

1.2.2. Поля MZ Западного Берега р. Иордан.

Глава.2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ЯВЛЕНИЕ «MOTTLED ZONE»:

ЭВОЛЮЦИЯ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ.

2.1 Основные гипотезы происхождения пород формации Хатрурим.

2.2 Анализ гипотезы Е. Бентора.

2.2.1 Сценарий пожара.

2.2.2. Проблема протолита.

2.2.3 Возраст протолита MZ.

2.2.4 Положение в разрезе.

2.2.5. Соотношение мощностей осадков формации Гареб и толщи пород «Mottled Zone».

2.2.6. Структурно-тесктурные особенности пород MZ.

2.2.7. Состав пород MZ и предполагаемого протолита.

2.2.8 Тепловой источник и температуры пирогенных преобразований осадков в пределах MZ.

Глава.З. АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ.

Глава.4. ХАРАКТЕРИСТИКА КОМПЛЕКСА НАБИ-МУСА.

4.1. Геологическое строение постройки Наби Муса.

4.2. Петрохимические особенности главных типов пород постройки Наби Муса.

4.3 Геохимическая характеристика пород постройки Наби Муса.

4.3. Сверхвысокотемпературные пирогенные породы комплекса Наби Муса: минералого-петрографическая характеристика и особенности химических составов минералов.

4.3.1. Паралавы.

4.3.2. Продукты твердофазовых преобразований.

Глава.5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ.

5.1. Минералогическая продуктивность метакарбонатных пирогенных пород ларнит-мервинит-спурритовой субфации и кристаллохимия индекс-минералов (на примере СМ пород формации Хатрурим).

5.2. Оценка Р-Т параметров образования пирогенных пород комплекса Наби Муса.

5.3. Фракционирование элементов в процессе кристаллизации высококальциевых паралав комплекса Наби Муса.

5.4. Реконструкция теплового источника СМ преобразований и природы протолита СМ пород формации Хатрурим.

5.5. Роль процессов гидратации и карбонатизации в эволюции и последующей консервации древних грязевулканических построек MZ.

5.6. Вероятные источники улеводородных газов, задействованные при формировании комплексов MZ.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Минералогия и условия образования пирогенных пород комплекса Наби Муса, западный берег р. Иордан"

Актуальность исследований

В приповерхностных условиях температура является главным фактором метаморфизма. Поскольку долгое время считалось, что единственным тепловым источником высокотемпературных преобразований вблизи земной поверхности являются магматические тела, явление пирометаморфизма привлекало мало внимания и общая концепция температурного режима процессов пирогенеза на сегодня отсутствует.

Пик исследовательского интереса к контактовым ореолам спуррит-мервинитовой фации пришелся на 20-70 гг. XX столетия (Tilley, 1929; 1938; 1947; 1951; Соболев, 1935; 1964; McConnell, 1954; Hentschel, 1964; Bridge, 1966; Ревердатто, 1964; 1970). Именно тогда был создан совокупный портрет пород данной фации и определены их геологическая позиция, типы зональности, охарактеризованы минеральные парагенезисы, реконструированы РТ-параметры метаморфизма. Основным методом изучения минералов в тот период была оптическая микроскопия, при минимальном использовании рентгенофазового анализа. Поэтому вплоть до сегодняшнего дня сведения о многих минералах этих парагенезисов остаются отрывочными. Это, в частности, килхоанит (Ca3Si207 ромб.), псевдоволластонит, майенит, браунмиллерит, железистый корунд и др. Новый этап в понимании данного явления связан с изучением базальтов провинции Эйфель (ФРГ), содержащих сотни ксенолитов осадочных пород (Hentschel et al., 1980; Worner et al., 1982; Abraham et al., 1983; Schreyer et al., 1990). На этом материале были реконструированы процессы частичного плавления метапелитов (Grapes, 1986, 2006), а также изучены редкие и новые минералы группы миларита (Armbruster, Oberhansli, 1988; Audibert et al., 1995). Одновременно в бухитах Эйфеля (Schreyer et al., 1990) и паралавах Челябинского угольного бассейна (Лотова, Нигматулина, 1989) был описан К-кордиерит, один из индекс-минералов пирометаморфических пород. Затем следует затишье, и за последние 30 лет появилось лишь несколько публикаций по минералогии контактовых ореолов

Кристмас Маунтинс, США (Joesten, 1976), Долина Цербойя, Румыния (Pascal et al., 2001) и Фука, Япония (Satish-Kumar et al., 2004). При этом остались нерешенными и сохранили свою актуальность принципиально важные задачи, сформулированные В.В. Ревердатто (1970). В их число входит систематическое изучение вышеупомянутых минеральных видов и анализ корректности их использования в качестве индикаторов спуррит-мервинитового метаморфизма; поиск псевдоволластонита в природных ассоциациях; практическое подтверждение теоретического вывода о выклинивании поля тиллеита в области низких давлений; доказательство широкой распространенности браунмиллерита и майенита в низкобарических ассоциациях. Поскольку радикально изменившиеся аналитические возможности не позволили их решить на материале пород контактовых ореолов, с очевидностью напрашивался вывод о том, что следовало искать другие объекты, родственные классическим спуррит-мервинитовым метаморфитам, но сформировавшиеся в области более высоких температур и более низких давлений. Таковыми являются продукты процессов «метаморфизма горения» (combustion metamorphism) или пирогенного метаморфизма (pyrometamorphism).

Пирогенный метаморфизм представляет собой специфический и достаточно широко распространенный в природе вариант высокотемпературного (Т> 1000°С) и низкобарического (Р<25бар) преобразования осадочного протолита. Его тепловым источником выступает энергия экзотермических реакций горения ископаемого органического топлива. РТ-поле образования пирометаморфических пород, частично перекрываясь в своей низкотемпературной области (Т = 700-1000°С) с РТ-полем спуррит-мервинитовой фации, простирается вплоть до Т= 1500°С. Это является необходимым и достаточным условием для выделения РТ-области формирования пирогенных пород в самостоятельную высокотемпературную субфацию спуррит-мервинитовой фации метаморфизма. На сегодня это последнее "белое пятно" на схеме фаций в области низких-умеренных давлений. Петрология пирометаморфических систем находится в стадии своего становления, что открывает широкий простор для получения принципиально новых научных результатов в данной области знаний.

Главная цель диссертационной работы - комплексное исследование процесса высокотемпературного пирогенного преобразования силикато-карбонатного осадочного протолита. Работа реализована на материале пирометаморфических пород Левантийской провинции грязевого вулканизма (Израиль, Иордания), уникальных как по режиму термических преобразований (Т = 700-1500°С), так и по минералогическому разнообразию. Для ее достижения были последовательно решены следующие задачи.

1. Выполнено исследование традиционных минералов-индикаторов высоких и сверхвысоких температур (ранкинит, ларнит, геленит, браунмиллерит), а также минералов, данные о которых прежде были неполны, отрывочны или вообще отсутствовали (бредигит, нагель шмидтит, параволластонит, псевдоволластонит, флюорэллестадит, йелимит, минералы ряда перовскит-браунмиллерит, полукальциевый феррит (грандиферрит)). На базе уточненных фазовых диаграмм многокомпонентных систем обоснована корректность использования новых температурных реперов для определения параметров метаморфизма в субаэральных обстановках при Т > 1000°С.

2. Определен размер и фациальный характер термических ореолов. Выполнена оценка РТ-параметров метаморфизма. Реконструирован тепловой источник пирогенного метаморфизма.

3. Реконструированы условия консервации индикаторных высокотемпературных фаз спуррит-мервинит-ларнитовой субфации (в частности, нагельшмидтита, полиморфных модификаций Ca3Si309, Ca2Si04, Ca3Si207, алюминатов и ферритов кальция) на постметаморфическом этапе.

4. Обосновано применения высокотемпературных пирогенных пород в качестве индикаторов древних (MZ-PZ) провинций грязевого вулканизма и связанных с ними резервуаров углеводородов.

Фактический материал и методы исследования

Объектами исследования являются комплексы пород древних грязевулканических построек (брекчированные осадки; пирометаморфические породы и сопутствующие им продукты гидротермальных изменений) формации Хатрурим (или «Mottled Zone» - «Пестрой Зоны»), расположенные в обрамлении Мертвоморского трансформного разлома. Работа осуществлена на материале коллекций, отобранных в ходе полевых работ 2005 г. (Бассейн Хатрурим, коллекция лаб. 440) и 2007 г. (комплексы Наби Муса и Свага, сборы автора).

Детально изучено 103 образца метаморфических, осадочных и гидротермально преобразованных пород (150 шлифов и пластинок). Для решения минералого-петрологических задач были использованы высокоточные аналитические методы (ICP-MS, SIMS) (60 определений), петрографический (150 шлифов), рентгенофазовый (120 обр.), термический (25 опр.) и микрозондовый (500 опр.) методы анализа, а также сканирующая электронная микроскопия (200 снимков). Для реконструкции физико-химических параметров образования и кристаллизации пирогенных расплавов были применены методы термометрии и криометрии (более 30 опр.). Научная новизна

• Систематически охарактеризованы следующие редкие минеральные виды: псевдоволластонит и йелимит (третья находка в мире); нагельшмидтит (вторая находка); бредигит (первая находка в пирогенных породах); майенит; флюорэллестадит (первая находка в природе).

• Обнаружен новый минеральный вид: Ca5Ti(Fe,Al)40i3 (ромб.).

• На примере пород формации Хатрурим впервые выполнен анализ кристаллохимической специфики минералов метакарбонатных пирогенных пород и дана общая оценка их минералогической продуктивности.

• Впервые для комплексов формации Хатрурим доказано плавление высококальциевого протолита и обоснованы температуры термических преобразований, достигающие 1500°С. Обнаружено присутствие разнообразных паралав в комплексах Свага и Наби Муса. Впервые в мировой практике в паралавах обнаружены ранкинит, параволластонит, флюорэллестадит, куспидин, а также минералы ряда Fe-перовскит -браунмиллерит.

• На базе геологических и петрологических данных доказано, что главным тепловым источником метаморфических преобразований комплексов формации Хатрурим были горящие струи углеводородных газов. Практическая значимость

Сформулированы критерии идентификации древних провинций грязевого вулканизма, служащих индикаторами залежей углеводородов (Сокол и др., 2008).

Защищаемые положения

1. Пирогенные ассоциации высококальциевых пород формации Хатрурим характеризуются высокой минералогической продуктивностью (К = 3.2, где К=48ми„ералов/15ЭЛементов)- Диагностированы следующие общепризнанные минералы-индикаторы метаморфизма спуррит-мервинит фации: спуррит, ларнит, псевдоволластонит, параволластонит, ранкинит, майенит, браунмиллерит. Редкие минералы - бредигит, йелимит, нагельшмидтит, флюоэллестадит, полукальциевый феррит CaFe407, фаза Ca3Ti(Fe,Al)20g (ромб.), а также новый минеральный вид Ca5Ti(Fe,Al)40i3 (ромб.) могут использоваться в качестве минералов-индикаторов метаморфизма сверхвысоких температур (Т = 1000-1500°С) и низких давлений.

2. Широко распространенные спуррит-браунмиллеритовые мрамора возникли в результате площадного горения инфильтрирующих потоков горючих газов (Т=700-1000°С). Аномально высокие температуры образования ларнитовых пород (Т =1000-1300°С) и паралав (Т =1200-1500°С), а также локальность их очагов позволяют утверждать, что они возникли в результате факельного горения газовых струй.

3. Постройка Наби Муса - типичный комплекс формации Хатрурим -является древним грязевым вулканом. Это доказывается наличием двух эруптивных аппаратов; соотношением между брекчированными осадками и пирогенными породами и геохимической спецификой сопутствующих гидротермалитов (В, V, Zn, Mo, U, Th, Cr, Ba, Sr). Публикации и апробация работы

Основные выводы работы докладывались на конференциях «Минералогия техногенеза-2005 и 2006» (Миасс, Кунгур, 2005; 2006), на международном симпозиуме «The 6-th International Symposium on Eastern Mediterranean geology» (Амман, Иордания, 2007); на международной конференции «Кристаллогенезис и минералогия» (Санкт-Петербург, 2007); на третьем интенсивном европейском семинаре по петрологии «Petrology of the lithosphere in extensional settings» (Будапешт, Венгрия, 2008), на «Федоровской сессии» (Санкт-Петербург, 2008) и на IV Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2008). По теме диссертации опубликованы 2 статьи в рецензируемых журналах и тезисы 5 докладов.

Структура работы

Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и приложения. Общий объем диссертации 237 страниц, включая 20 таблиц, 81 иллюстрацию, 1 приложение и список литературы из 173 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Минералогия, кристаллография", Затеева, Светлана Николаевна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Почти вековая история изучения комплексов MZ, начало которому было положено в 1912 году Бланкенхорном (Avnimelech, 1964), обеспечила огромный фактический материал, мозаика которого, будучи верной в каждой конкретной детали, долго не складывалась в согласованную картину. Концепция грязевого вулканизма впервые позволила непротиворечиво увязать подавляющее большинство известных фактов. Она включает в себя в качестве отдельных звеньев все процессы, участие которых в создании комплексов MZ, было доказано или постулировано ранее для различных ее площадей. Это диагаиез осадков, пирометаморфизм, гидротермальные изменения, гидроразрывы и гидроэксплозии. Изучение полного разреза постройки Наби Муса позволило установить, что этот типичный комплекс MZ аналогичен древним грязевым вулканам по следующим характеристикам: внутренняя и внешняя морфология постройки, набор продуктов извержения, высокая степень переработки постройки щелочными водами; пестрый геохимический состав продуктов грязевулканической деятельности и наличие пород, обогащенных Mg, Na, С1, В, Zn, Сг, Ni, Ва, U. Наличие фокусов высокотемпературных СМ пород указывает на то, что движущей силой извержений были углеводородные газы, преимущественно метан.

Детальное изучение постройки Наби Муса позволило реконструировать схематический сценарий ее образования и развития. Основу этой постройки составляет смешанный материал нижележащего осадочного разреза, перемещенный на поверхность. Каналы его транспортировки имеют форму субвертикальных трубообразных тел. В центральном кратере сохранились реликты двух таких каналов (диаметром 1-1.2 м), закупоренных литифицированной и частично обожженной сопочной брекчией. Среди обломочного материала преобладают верхнемеловые породы, глубина залегания которых не превышает первых сотен метров. Находки единичных фрагментов красноцветных песчаников Нубийского типа доказывает вынос обломочного материала с глубины не менее 1.5 км. Примечательно, что именно с этой толщей в Израиле связаны полукоммерческие нефтяные резервуары (Gardosh et al., 1996).

На начальном этапе формирования постройки Наби Муса происходило спокойное излияние пластичной, маловязкой массы, содержащей средние количества воды и значительные углеводородов. Сегодня она образует так называемую грязевую подушку (прослойку), лежащую в основании постройки. Отсутствие СМ пород на этом уровне разреза позволяет с большой долей вероятности предполагать накопление осадка в водной среде. Пикард (Picard, 1931) первым предположил, что битуминозные породы комплекса Наби Муса, образовались в результате диагенеза осадков, спровоцированного высокой бактериальной активностью в среде, богатой углеводородами. Его предположение подтверждается современными исследованиями Иорданских комплексов MZ (Fourcade et al., 2007). Подобные озера с лечебными грязями, обогащенными органическим веществом, и теплыми минеральными источниками типичны, в частности, для северокавказского ареала грязевого вулканизма (Шнюков и др., 2005).

На следующем этапе избыточное газовое давление в грязевулканическом очаге резко возросло либо сам очаг переместился на другой уровень. Это повлекло за собой смену типа извержения и регулярный эксплозивный выброс кластического материала, количество которого достигало 50%. Изменилась и геометрия постройки, - поверх плоской «грязевой подушки» вырос конический холм, сложенный сопочной брекчией. Появление на нижнем и среднем уровне разреза постройки Наби Муса многочисленных разрозненных очагов СМ пород свидетельствует о существовании в этот момент площадной инфильтрации углеводородных газов. Резкое преобладание среди СМ пород браунмиллеритовых и спурритовых мраморов указывает на то, что обломочный материал на этой стадии извержения грязевого вулкана Наби Муса в основном был представлен мергелями с повышенным содержанием карбонатов, а температуры обжига были заурядными (Т=750-900°С). Следовательно, пламя горело на небольшой глубине - в трещинах затвердевающего покрова сопочной брекчии - или непосредственно на поверхности, как это часто наблюдается при извержениях активных грязевых вулканов Керченско-Таманской и Прикаспийской провинций (Ковалевский, 1940, Якубов и др., 1971, Bagirov et al., 1996; Шнюков и др., 2005).

Часто в зонах брекчирования, оперяющих крупные трещины в теле постройки Наби Муса, наблюдаются не следы обжига пород, а перекристаллизация, цементация и последующее твердение материала. Эти позволяет предполагать, что здесь имели место гидроразрывы. Их существование не только доказано для современных грязевых вулканов (Kopf, 2002), но и было предложено еще в 1998 году (Gilat, 1998) в качестве основной движущей силы извержений гидротермальных вод на площадях MZ.

На этом рубеже западный и восточный кратеры завершили эксплозивную деятельность и в дальнейшем обеспечивали только длительное излияние минерализованных вод, практически целиком преобразовавших покровы сопочной брекчии. Сегодня от них сохранились лишь наиболее устойчивые к воздействию щелочных вод фрагменты осадков и реликты СМ пород. Этот процесс сыграл двоякую роль как в истории развития, так и в процессе изучения древних грязевых вулканов территории MZ. С одной стороны карбонатизация практически нацело уничтожила глинистые минералы, некогда входившие в состав грязевых потоков и цемента брекчий, что сделало практически невозможным реконструкцию протолита по пстрохимическим характеристикам пород и явилось основой их ошибочной параллелизации с мелами формации Гареб. С другой стороны, именно карбонатизация сохранила крайне неустойчивые в процессах эрозии грязевулканические постройки от последующего уничтожения.

Наиболее молодой центральный кратер извергал преимущественно грубообломочный материал, количество которого достигало 70%. В этот период многие газовые взрывы были малоглубинными, о чем свидетельствует резкое преобладание среди обломков глыб кремней и фосфоритов формации Мишаш, непосредственно подстилающих постройку. Заполнение центрального канала литифицировано и карбонатизировано в наименьшей степени. Только здесь в матриксе удалось обнаружить сохранившиеся смектиты и кварцевый песок. Таким образом, по мере развития грязевого вулкана Наби Муса характер его извержений менялся от истечения подвижной водо- и, вероятно, газонасыщенной пульпы до эксплозивного выброса сухих грубообломочных продуктов, инициированных взрывами углеводородных газов.

Очаги развития наиболее высокотемпературных СМ пород (ларнитовых, ларнит-геленитовых, иелимит- и бредигит-содержащих) и паралав жестко приурочены к кратерам грязевого вулкана и зонам брекчирования. В центральном кратере бескорневые прожилки паралав огибают пробку, закупорившую канал. Геохимические характеристики паралав позволяют интерпретировать их как смесь карбонатного материала и кварцевого песка, наиболее вероятным источником которого были нижнемеловые красноцветные песчаники Нубийского типа. Реконструированные температуры генерации этих СМ расплавов достигают 1500°С, и в естественных условиях достижимы только в горящем метановом факеле. Локальность процессов плавления позволяет предполагать, что они осуществлялись in situ в трещинных зонах, в которые под большим давлением происходил выброс метана и кварцевого песка из коллекторов. Вне зоны направленного воздействия этой своеобразной «газовой горелки» плавления пород не происходило. Расплав остывал на небольшой глубине в прогретой среде и в умеренно окислительной атмосфере, на что указывает полная раскристаллизация паралав, крупные размеры минеральных индивидов, отсутствие зон закалки на периферии жил и минеральный состав поздних ассоциаций (ферриты кальция, шорломит, гематит).

Ближайшими аналогами комплексов MZ являются СМ комплексы, расположенные на богатых нефтяных полях в Иране и Ираке (McLintock, 1932; Basi, Jassim, 1974). Они представляют собой конические холмы, сложены брекчированными осадками, содержат заполненные битумоидами вертикальные каналы и трещины, с которыми связаны паралавы. В обоих случаях СМ преобразования были вызваны горением газа и нефти. Из современных комплексов наиболее близка к MZ туркменская грязевулканическая провинция, пространственно совпадающая с одноименной газовой провинцей (Ковалевский, 1940). Наличие в комплексах MZ многочисленных фокусов сверхвысокотемпературных СМ пород, возникновение которых возможно только в зоне термического воздействия горящего газового факела, является прямым индикатором существования газовых резервуаров под этими площадями в момент активности грязевых вулканов. Для определения областей древней дегазации недр наибольшие перспективы имеют устойчивые к выветриванию силикатные пирогенные породы, - роговики и паралавы. В полевых условиях прямыми индикаторами фокусов возгорания являются псевдоморфозы пирогенных пород по осадкам сопочных покровов, в частности, пирогенные породы с обильными закрытыми порами, унаследованными от сопочных брекчий. Древние грязевулканические провинции, идентифицированные на основании находок высокотемпературных пирогенных пород, являются столь же надежными индикаторами наличия залежей углеводородов, как и действующие грязевые вулканы. Поскольку завершение активных эксплозий грязевых вулканов фиксирует не ликвидацию залежей углеводородов, а лишь факт снятия аномально высокого пластового давления.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Затеева, Светлана Николаевна, Новосибирск

1. Авдусин П.П. Грязевые вулканы Крымско-Кавказской геологической провинции. -М.: Изд-во АН СССР, 1948. 192 с.

2. Анализ минерального сырья / Под ред. Ю.Н. Книпович, Ю.В. Морачевского. 3-е изд., стереотипное, исправленное. Ленинград: Гос. Научно-техническое изд-во химической литературы, 195?. - С. 127-128.

3. Афонин В.П., Гуничева Т.Н., Пискунова Л.Ф. Рентгенофлуоресцентный силикатный анализ. Новосибирск: Наука, 1984. - 227 с.

4. Белянкин Д.С., Иванов Б.В., Лапин В.В. Петрография технического камня. М.: Изд-во АН СССР, 1952. - 583 с.

5. Грабежев А.И., Прибавкин С.В., Суставов С.Г., Бородина Н.С., Гмыра В.Г., ПальгуеваГ.В. Гидроксилэллестадит и фукалит из Гумешёвского месторождения (Средний Урал) // Вестник Уральского отделения Минералогического общества. -2004. №3. С.10-17.

6. Затеева С.Н., Сокол Э.В., Шарыгин В.В. Специфика пирометаморфических минералов группы эллестадита // Записки ВМО. 2007. - 4.CXXXVI. - №3 -С.19-35.

7. Затеева С.Н., Шарыгин В.В Псевдоволластонит-шорломитовые паралавы -индикаторы древних фокусов горения газовых факелов // II международная конференция «Кристаллогенезис и минералогия»: Материалы докладов. 1-5 октября, 2007. СПб, 2007. С.266-268.

8. Затеева С.Н. Кристаллохимия индекс-минералов метакарбонатных пирогенных пород ларнит-мервинит-спурритовой субфации // Международная научная конференция, Федоровская сессия: Тезисы докладов. 1-8 октября, 2008. СПб., 2008, С.182-184. (а)

9. Калугин И.А., Третьяков Г.А., Бобров В.А. Железорудные базальты в горелых породах Восточного Казахстана. Новосибирск: Наука, 1991. - 80 с.

10. Ковалевский С.А. Грязевые вулканы южного Прикаспия (Азербайджана и Туркмении). Баку: Азгостоптехиздат, 1940. - 200 с.

11. Лаврентьев Ю.Г., Усова Л.В. Программный комплекс РМА89 для ; количественного рентгеноспектрального микроанализа на микрозонде «Камебакс Микро» // Журн. аналит. химии. 1991. - 46. - № 1. - С.67-75.

12. Лотова Э.В., Нигматулина Е.Н. Генетические особенности кордиеритов из горелых пород // Геология и геофизика. 1989. - № 5. - С.70-77.

13. Малышева Т.Я. Железорудное сырье: упрочение при термообработке. М: , Наука, 1988. - 198 с.

14. Новикова С.А. Когенит из «черных блоков» терриконов Копейского угольного района // Минералогия техногенеза 2006. Миасс: ИМин УрО РАН, 2006, с. 78- 107.

15. Нигматулина Е.А., Нигматулина Е.Н., Пирогенные железные руды ! древних угольных пожаров Кузбасса // Записки РМО. 2009. - №1, С.52-68.

16. Пирогенный метаморфизм / Э.В. Сокол, Н.В. Максимова, Е.Н. Нигматулина, В.В. Шарыгин, В.М. Калугин; под ред. Г.Г. Лепезина. -Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. 284 с.

17. Потапов С.С., Мороз Т.Н., Потапов Д.С., Титов А.Т. Флюорэллестадит из

18. Кизеловского угольного бассейна — вторая точка находки в техногенном I объекте // Минералогия техногенеза 2005: Сб. науч. тр. - Миасс: Изд-во ИМин УрО РАН, 2005. - С. 70-77.

19. Ревердатто В.В. Проявление высокотемпературного контактового метаморфизма известняков в бассейне р. Подкаменной Тунгуски // Доклады АН СССР. 1964. - Т.155. -№1. , Ревердатто В.В. Фации контактового метаморфизма. - М.: Недра, 1970. -271 с.

20. Рид С. Электронно-зондовый микроанализ. Пер. с англ. М.: Мир, 1979. -424 с

21. Руководство по рентгеновскому исследованию минералов / Под ред. В.А. Франк-Каменецкого. Л.: Недра, 1975. - 399 с.I

22. Соболев B.C. Редкий тип контактового метаморфизма известняков // Записки ВМРО.- 1935.-4.64. -№1.

23. Торопов Н.А. Химия цементов. М.: Промстройиздат, 1956. - 119 с.

24. Фельдман В.И., Бычков A.M., Диков Ю.П., Кривцова В.Я. Тенгизиты -стекла из очага нефтяного пожара // Доклады РАН. 1994. - Т.339. - № 2. -С.239-242.

25. Фтор. Фотометрический метод определения фтора по ослаблению окраски комплекса тория с арсеназо // Методы химического анализа минерального1.сырья / Сост. К.С. Пахомова, В.М. Пенсионерова. М.: Госгеолтехиздат, 1963. -Вып. 7.-С. 64-68.

26. Химические методы, инструкция № 230-Х. Титриметрическое определение диоксида углерода. Методика III категории. Утв. Всесоюзным институтом минерального сырья (ВИМС) 08.08.86. М., 1986. - 8 с.1

27. Чесноков Б.В. Новые минералы из горелых отвалов Челябинского угольного бассейна (сообщение десятое обзор результатов за 1982-1996 гг.) // Уральский минералогический сборник, вып. 7. - Миасс: Изд-во ИМин УрО РАН, 1997. - С. 532.

28. Миасс: Изд-во ИМин УрО РАН, 2001. 26 с.

29. Чесноков Б.В.; Баженова Л.Ф.; Бушмакин А.Ф. Флюорэллестадит Ca(io)(SO(4)),SiO(4)).(6)F(2) новый минерал // Записки ВМРО. - 1987. - Т.116. -№6. - С.743-746.

30. Чесноков Б.В., Баженова Л.Ф., Вилисов В.А., Крецер Ю.Л., "Новые • минералы из горелых отвалов Челябинского угольного бассейна (сообщение третье)", Минералогия и минеральное сырье Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 1992. С. 127-136.

31. Четверушкин Б. Н. Кинетически согласованные схемы в газовой динамике.1.-М.: МГУ, 1999.-232 с.

32. Шарыгин В.В., Сокол Э.В., Вапник Е. Минералы псевдобинарной серии перовскит-браунмиллерит в пирометаморфических ларнитовых породах формации Хатрурим (Израиль) // Геология и Геофизика. 2008 . - Т.49. - №10. -С.943-964.

33. Шнюков Е.Ф., Соболевский Ю.В., Гратенко Г.И. и др. Грязевые вулканы Керченско-Таманской области. Киев: Наук. Думка, 1986. - 148 с.

34. Шнюков Е.Ф., Шереметьев В.М., Маслаков Н.А. и др. Грязевые вулканы Керченско-Таманского региона. Краснодар: ГлавМедиа, 2005. - 176 с.

35. Эллиот Р. Управление эвтектическим затвердеванием. М.: Металлургия, . 1987.-350 с.

36. Якубов А.А. Грязевые вулканы западной части Апшеронского полуострова и их связь с нефтеносностью. -. 102 с.

37. Andersen D.J., Lindsley D.H., Davidson P.M. QUILF: a Pascal program to assess equilibria among Fe-Mg-Mn-Ti oxides, pyroxenes, olivine, and quartz //i• Comput. Geosci. 1993. - V.19(9). -P.1333-1350.

38. Audibert N., Hensen B. J., Bertrand P. Experimental study of phase relationships involving osumilite in the system K20-Fe0-Mg0-Al203-Si02-H20 at high pressure and high temperature // Jour. Metamorphic Geology. 1995. - V.13. -P.331-344.

39. Bagirov, E., Nadirov, R. & Lerche, I. Flaming eruptions and ejections from mud volcanoes in Azerbaijan: Statistical risk assessment from the historical records // Energy Exploration and Exploitation. 1996. - V.14. - P.535-583.

40. Barrett R.L , McCaughey W.J. The system Ca0-Si02-P205 // Am. Min. 1942. - V.27. - N10. - P.680-696.

41. Basi, M. A., Jassim, S. Z. Baked and fused Miocene sediments from Injana area, Hemrin, South Iraq // Journal of Geological Society of Iraq. 1974. - V.7. - P.1-14.

42. Bellezza M., Merlino S. and Perchiazzi N. Chemical and structural study of the Zr,Ti-disilicates in the venanzite from Pian di Celle, Umbria, Italy // Eur. J. Mineral. -204. V.16. - P.957-969.

43. Bentor Y.K. and Vroman A. The geological map of Israel on a 1:100,000 scale. Series A The Negev, Sheet 16: Mount Sedom (with explanatory text): Jerusalem, 1960, 117 p.

44. Bentor Y.K., Gross S., Heller L. High-temperature minerals in nonmetamorphosed sediments in Israel // Nature. 1963. - P.478-479. (a)

45. Bentor Y. K., Gross S., Heller L. Some unusual minerals from the "Mottled Zone" complex, Israel // American Mineralogist. 1963. - V.48. - P.924-930.

46. Bentor Y.K., Kastner M., Perlman I., Yellin Y. Combustion metamorphism of j bituminous sediments and the formation of melts of granitic and sedimentary composition // Geochim. Cosmochim. Acta. 1981. - V.45. - P.2229-2255.

47. Biggar G.M. Phase relationships of bredigite Ca5MgSi30i2 and the quaternary compound (Ca6MgAl8Si02i) in the system Ca0-Mg0-Al203-Si02 // Cem. Concr. Res.-1971.-V.1.-P.493-513. | Blanckenhorn M. Naturwissenschaftliche studien am Toten Meer und im

48. Jordantal. Berlin: Friendlander & Sohn, 1912. - 478 p.

49. Blanckenhorn M. Syrien, Arabien and Mesopotamien. Handbuch der regionalen geologie. Berlin: Heidelberg, 1915. - 159 p.

50. Bogoch, R., Gilat, A., Yoffe, O., Ehrlich, S. Rare earth trace element distributions in the Mottled Zone complex, Israel // Israel Journal of Earth Sciences. -1999. Y.48. - P.225-234.

51. Borg I.Y., Smith D.K. Calculated X-ray powder patterns for silicate minerals // Geological Society of America and Mineralogical Society of America. U.S.A., 1969. -896 p.

52. Bowen N.L. Progressive metamorphism of siliceous limestone and dolomite // Jour. Geol. 1940. - V.48. - P.225-274. j Bredig, M. A. Phase relations in the system calcium orthosilicateorthophosphate // American Mineralogist. 1943. - V.28. - P.594-601.

53. Bridge Т.Е. Bredigite, larnite, and y-dicalcium silicates from Marble Canyon // Am. Mineral. 1966. - V.51. - P. 1766-1774.

54. Burg, A., Starinsky, A., Bartov, Y., Kolodny, Y. Geology of the Hatrurim Formation ("Mottled Zone") in the Hatrurim basin // Israel Journal of Earth Sciences. 1991. - V.40. - P.107-124.

55. Burg, A., Kolodny, Ye., Lyakhovsky, V. Hatrurim-2000: The "Mottled Zone" , revisited, forty years later // Israel Journal of Earth Sciences. 1999. - V.48. --P.209-223.

56. Chakhmouradian, A.R., McCammon C.A. Schorlomite: a discussion of the crystal chemistry, formula, and inter-species boundaries // Physics and Chemistry of Minerals. 2005. - V.32. - P.277-289.

57. Cisowski M.S., Fuller M. Cretaceous extinctions and wildfires // Science. -j 1986. V.234. - P.261-262.

58. Clark I. D., Fritz P., Seidlitz H.K., Trimborn P., Milodowski Т.Е., Pearce J.M., Khoury H.N. Recarbonation of metamorphosed marls, Jordan // Applied Geochemistry. 1993. - V.8. -P.473-481.

59. Cole D. A recent example of spontaneous combustion of oil shales // Geol. Mag. 1974. - V.l 11. - P.355-356.

60. Cosca M.A., Essene E.J., Geissman J.W., Simmons W.B., Coates D.A. Pyrometamorphic rocks associated with naturally burned coal beds, Powder River Basin, Wyoming // American Mineralogist. -1989. V.74. - P.85-100.

61. Dimitrov, L. Contribution to atmospheric methane by natural seepages on the Bulgarian Continental Shelf. Abstract Volume of the 5th International Conference on Gas in Marine Sediments, Bologna, Italia 1998, P.171-173.

62. Dimitrov L. Mud volcanoes—the most important pathway for degassing deeply buried sediments // Earth-Sci Rev. 2002. - V.59. - P.49-76.

63. Deer W.A., Howie R.A., Zussman J. Orthosilicates: in Rock-forming minerals (second edition). London and NY: Longman, 1982. - 919p.

64. Essene E. The stability of bredigite and other Ca-Mg silicates // J. Am. Ceram. , Soc. 1980. - V.63. - P.464-470.

65. Eytier Ch., Eytier J.R., Favreau G. et al. Mineraux de Pyrometamorphisme de Laponouse de Severac (Aveuron) // Cahier des Micromounterurs. 2004. - N.85(3). -P.3-32.

66. Foit F.F., Hooper R.L., Rosenberg, P.E. An unusual pyroxene, melilite, and iron1.oxide mineral assemblage in a coal-fire buchite from Buffalo, Wyoming // American

67. Mineralogist. 1987. - V.72. - P.137-147.

68. Gardosh M., Kashai E., Salhov S., Shulman H., Tannenbaum E. (1996). ■ Hydrocarbon explosion in the southern Dead Sea area. In: Niemi, T. N., Ben

69. Avraham, Z. & Gat, L. (eds) The Dead Sea: the lake and its setting. Oxford: Oxford Press, P. 57-72.

70. Gilboa Y., Fligelman H., Derin B. Zohar-Kidod-Haqanaim fields, Israel, eastern Mediterranean basin. In: 1993 Structural Traps, VIII, AAPG Treatise of Petroleum 1 Geology, Tulsa, P. 129-152.

71. Golubev S.V., Pokrovsky O.S., Schott J. Experimental determination of the effect of dissolved C02 on the dissolution kinetics of Mg and Ca silicates at 25°C // Chemical Geology. 2005. - V.217. - P.227-238.

72. Grapes R. Melting and thermal reconstruction of pelitic xenoliths, Wehr • volcano, East Eifel, Germany // J. Petrol. 1986. - V.27. - P.343-396.

73. Grapes, R. Pyrometamorphism. Berlin: Springer, 2006, - 276 p.

74. Gross S. The mineralogy of the Hatrurim formation, Israel // Geological Survey 1 of Israel, Bulletin.- 1977. -N.70 80 p.

75. Gross S. Occurrence of ye'elimite and ellestadite in an unusual cobble from the "pseudo-conglomerate" of the Hatrurim basin, Israel // Geological Survey of Israel, Current Research. 1983-84. P.l-4.

76. Gross S., Mazor E., Sass E., Zak I. The Mottled Zone Complex of Nahal Ayalon (Central Israel) // Isr. J. of Earth-Science. 1967. - V.16 - P.84-96.

77. Gur D., Steinitz G., Kolodny Y., Starinsky A., McWilliams M. 40Ar/39Ar dating of combustion metamorphism ("Mottled Zone", Israel) // Chemical Geology. 1995.1 V.122. P171-184.I

78. Gvirtzman H., Stanislavsky E. Palaehydrology of hydrocarbon maturation, migration and accumulation in the Dead Sea Rift // Basin Research. 2000. - V.12. -P.79-93.

79. Hadley D. Old sandstones new horizons // Middle East Well Evaluation Review. , -1991.-V.ll.-P.10-26.

80. Hall J.K., Krasheninnikov V.A., Hirsch F. et al. Geological framework of the Levant Volume II: The Levantine Basin and Israel: Jerusalem, Historical production-Hall, 2005. 826 p

81. Harada K., Nagashima K., Nakao K., Kato A. Hydroxylellestadite, a new apatite from Chichibu mine, Saitama Prefecture, Japan // Amer. Mineral. 1971. - V.56. -P.1507-1518.

82. Hauser A. Eggenberger U. and Mumnthaler A. Fly ash from cellulose industry as secondary raw material in autoclaved aerated concrete // Cement & Concrete Composite. 1999. - V.22. - P.297-302.

83. Heffern E.L., Coates D.A. Geologic history of natural coal-bed fires, Powder River basin, USA. A Global Catastrophe // International Journal of Coal Geology. -2004. V.59. - N1-2. - P.25^17.

84. Henry D.A. Cuspidine-bearing skarn from Chesney Vale Victoria// Australian Journal of Earth Sciences. 1999. -V.46. - N2. -P.251-260.

85. Hentschel G. Mayenit, 12CaO x 7A1203, und Brownmillerit, 2CaO x (Al,Fe)203, zwei neue Minerale in den Kalksteineinschliissen der Lava des Ettringer Bellerberges //N. Jb. Mineral. 1964 V.4. - P.22-29.

86. Hentschel G., Abraham K., Schreyer W. First terrestrial occurrence of roedderite in volcanic ejecta of the Eifel, Germany // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. - V.73. -P.127-130.

87. Hull, E., 1886, The survey of western Palestine. Memoir on the geology and geography of Arabia Petraea, Palestine and adjoining districts: London, Commercial Palestine Exploration Fund, 154 p.

88. Jamtveit В., Dahlgren S., Austrheim H. High-grade contact metamorphism of calcareous rocks from the Oslo Rift, Southern Norway // Am. Mineral. 1997. -V.82. -P.1241—1254.

89. Joesten R. High temperature contact metamorphism of carbonate rock in a shallow crustal environment, Christmas Mountains, Big Bend Region, Texas // Amer. Mineral. 1976. -V.61. -P.776-781.

90. Johnson P. R. (1998). Tectonic map of Saudi Arabia and adjacent areas. Saudi Arabian Deputy Ministry for Mineral Resources Technical report USGS-TR-98-3 (IR-948), scale1:4000000, 2 p.

91. Jung I.H., Decterov S.A., Pelton A.D. Critical thermodynamic evaluation and optimization of the Ca0-Mg0-Si02 system // Journal of the European Ceramic Society. 2005. - V.25 P.313-333.

92. Khoury H., Nassir S. High temperature mineralization in Maqarin area, North Jordan // Neues Jahrbuch fur Mineralogie Abhandlungen. - 1982. - V.144. - P.197-213.

93. Kolodny Y., Gross S. Thermal metamorphism by combustion of organic matter: Isotopic and petrological evidence // Jour. Geol. 1974. - V.82. - P.489-506.

94. Martinelli G, Ferrari G. Earthquake forerunners in a selected area of Northern Italy: recent developments in automatic geochemical monitoring // Tectonophysics. -1991. V.193. -P.397-410.

95. Matthews A., Gross S. Petrological Evolution of the "Mottled Zone" (Hatrurim) Metamorphic complex of Israel // Israel Journal of Earth Sciences. 1980. V.29. -P.93-106.

96. Matthews A., Kolodny Y. Oxygen isotope fractionation in decarbonation metamorphism. The Mottled Zone event // Earth and Planetary Science Letters. -1978. V.39. - P.179-192.

97. McConnell D. The substitution of Si04 and S04 groups for P04 groups in the • apatite structure; ellestadite, the end-member // Amer. Mineral. 1937. - V.22. -P.977-986.

98. McConnell D. The hydrated calcium silicates revesideite, tobermorite and plombierite // Miner. Magazine. 1954. -V.30. - N224. - P.293-305.

99. McLintock W.F.P. On the metamorphism produced by the combustion of hydrocarbons in the Tertiary sediments of south-west Persia // Mineralogical Magazine. 1932. - V.23 - P.207-227.

100. Melluso L., Conticelli S., D'Antonio M., Mirco N. P., Saccani E. Petrology and mineralogy of wollastonite- and melilite-bearing paralavas from the Central Apennines, Italy // American Mineralogist. 2003. - V.88. - P. 1287-1299.

101. Midgley H. G., Bennett M. A microprobe analysis of larnite and bredigite from Scawt Hill, Larne, Northern Ireland // Cem. Concr. Res. 1971. - V.l. -P.413-418.

102. Minster Т., Yoofe O., Nathan Y. Geochemical database of oil shales from Israel // Geological Survey of Israel Reports. 1996. - TR-GSI/15/96.

103. Moller P., Rosenthal E., Geyer S., Guttman J., Dulski P., Rybakov M., Zilberbrand M., Jahnke C., Flexer A. Hydrochemical processes in the lower Jordan valley and in the Dead Sea area // Chemical Geology. 2007. - V.239. - P.27-49.i

104. Moore P.B., Araki T. The crystal structure of bredigite and the genealogy ofsome alkaline earth orthosilicates // Am. Mineral. 1976. - V.61. - P.74-87.

105. Muntener O., Hermann J. Titanian andradite in a metapyroxenite layer from the

106. Malenco ultramafics (Itally): implication for Ti-mobility and low oxygen fugacity //

107. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1994. - V.l 16. - P. 156-168.i

108. Murashko M., Murashko Z., Sharygin V., Sokol E., Zateeva S., Vapnik Ye. The , new mineralogical findings in the Mottled Zone, Israel // the 6th International j Symposium on Eastern Mediterranean geology (Amman, Jordan, April 2-5, 2007),

109. Ed. By Kh. Moumani, A. Al-Malabeh, Kh. Shawabkeh, M. Abdelghafoor, 2007, p. 328.

110. Nagelschmidt N., A New Calcium Silicophosphate // J. Chem. Soc. 1937. -P.865-66.

111. Neubauer J., Poellmann H. Solid solution series of silico-sulphate-chloride-apatites // Neues Jahrbuch fuer Mineralogie. Abhandlungen. 1995. - V.168. - N3. -P.237-258.

112. Neurauter T.W., Bryant W.R. Seismic expression of sedimentary volcanism on the continental slope, northern Gulf of Mexico // Geo Mar. Lett. 1990. - V.10. -P.225-231.

113. Onac B.P., Breban R., Kearns J., Tamas T. Unusual minerals related to phosphate deposits in Cioclovina Cave, Suranu Mts. (Romania) // Theoretical and Applied Karstology. 2002. - V.15. - P.27-34.

114. Osborn E.F., Muan A. Phase Equilibrium Diagrams of Oxide Systems, Plate 1. The System Ca0-Al203-Si02. American Ceramic Society and the Edward Orton, Ir., Ceramic Foundation, Columbus, OH" 1960.

115. Pascal M-L., Fonteilles M., Verkaer J., Piret R., Marincea S. The melilite-bearing high-temperature skarns of the Apuseni Mountains, Carpathians, Romania // The Canadian Mineralogist. 2001. - V.39. - N5. - P. 1405-1434.

116. Picard L. Geological research in the Judean Desert. Jerusalem: Goldberg Press, 1931.-108 p.

117. Pouchou J.L., Pichoir F. 'PAP' (cppz) procedure for improved quantitative microanalysis / Microbeam Analysis / Edit, by J.T. Armstrong. San Francisco: CA San Francisco Press. - 1985. - P. 104-106.

118. Powder diffraction file inorganic phases. Pennsylvania, U.S.A.: Published by the JCPDS (Joint committee on powder diffraction standards). - 1946-1989.

119. Reiss Z. Upper Cretaceous and Lower Tertiary Bolivinoides from Israel // Contr. Cushman Fdn. 1954. - V.5. -N4. -P.154-164.

120. Robertson A.H.F. Mud volcanism on the Mediterranean Ridge: Initial results of Ocean Drilling Program Leg 160 // Geology. 1996. - V.24. -P.239-242.

121. Schlaudt C.M., Roy D.M. The join Ca2Si04-CaMgSi04 // J Am Ceram Soc. -1966.-V.49. P.430-432.

122. Schreyer W., Maresch W.V., Daniels P., Wolfsdorff P. Potassic cordierites: characteristic minerals for high-temperature, very low-pressure environments // Contrib. Mineral. Petrol. 1990. - V.105. - P. 162-172.

123. Segnit E.R. New data on the slag minerals nagelschmidtite and steadite // Mineral. Mag. 1950. - V.29. - P.173-190.

124. Sejkora J., Houzar S., Srein V. Clorem bohaty hydroxyellestadit ze Zastavky u Brna. Acta musei Moraviae // Sci. Geol. 1999. - V.84. -P.49-59.

125. Sharygin V.V., Stoppa F., and Kolesov B.A. Zr-Ti disilicates from the Pian di 1 Celle Volcano, Umbria, Italy // Eur J Mineral 1996. V.8. P. M99-1212.

126. TGA/DSC and synchrotron radiation SAXS/WAXS study // Chemical Geology. -2000. V.167. -P.141-159.

127. Shen A., Bartov Y., Rosensalf Y.M. (1998) Geological Map of Israel 1:200000. Geological Survey of Israel. Jerusalem, 4 p.

128. Smith A.E. Texas Mineral Locality Index / Rocks & Minerals (1991): 66:3: 196224

129. Smith M.A., Gutt W. Studies of the mechanism of the combined cement/sulphuric acid process // Cement Technology. 1971. - V.2. - P.2-8.

130. Sokol E.V., Volkova N.I. Combustion metamorphic events resulting from natural coal fires // eviews in Engineering Geology Volume XVIII: Geology of Coal Fires: Case Studies from Around the World. 2007. V. 18. P.97-115.

131. Sokol et al., in press Combustion metamorphic rocks as indicators of fossil mud volcanism: New implications for the origin of the Mottled Zone, Dead Sea rift area. Basin Research

132. Stracher G.B. (2007). GSA Reviews in Engineering Geology XVIII: Geology of Coal Fires: Case Studies from Around the World. Colorado: Boulder, 284 p.

133. Suess E. et al. Gas hydrate destabilization: Enhanced dewa- tering, benthic material turnover and large methane plumes at the Cascadia convergent margin // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. - V.170. - P. 1-15.

134. Taylor S.R., McLennan S.M. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell, 1985. - 312 p.

135. Tilley C.E. On larnite (calcium,orthosilicate, a new miheral) and its associated minerals from the limestone contact-zone of Scawt Hill, Co. Antrim // Mineral. Mag. 1929. - V.22. - P.77-86.

136. Tilley C.E. Cummingtonite-bearing rocks from the Lewisian // Geol. Mag. -1938. V.75.-P.76.

137. Tilley C.E. The gabbro-limestone contact zone of Camas Мог, Muck, Inverness-shire // Comptes Rendus de la Societe geologique de Finlande. 1947. - N140. -P.97-105.

138. Tilley C.E. The zoned contact-skarns of the Broadford area, Skye: a study of boronfluorine metasomatism in dolomites // Mineralogical Magazine. 1951. - V.29. i -P.621-660.

139. Tilley C.E., Vincent H.C.G. The occurrence of an orthorhombic high-temperature form of Ca2Si04 (bredigite) in the Scawt Hill contact-zone and as a constituent of slags // Mineral. Mag. 1948. - V.28. - P.255-271.

140. Tristram H.B. The Land of Israel. A journal of travels in Palestine, undertaken with special reference to its physical character. London: The Society for the Promotion of Christian Knowledge, 1865. - 651 p.

141. Pakistan: Initial results // Geo Mar. Lett. 2000. - V.20. - P.10-19.

142. West I. M. Kimmeridge Field Guide Blackstone, Oil Shale: Geology of the Wessex Coast. Internet site: www.soton.ac.uk/~imw/kimblack.htm. 2007

143. Wilson J. L. Carbonate Fades in Geologic History. New York: Springer-Verlag, 1975. - 471 p.

144. Worner G., Schmincke H.-U., Schreyer W. Crustal xenoliths from the Quaternary Wehr Volcano (East Eifel) // N. Jb. Miner. Abh. 1982. - V.144. - P.29-55.

145. Wyllie B.K.N., Campbell K.A., Lees G.M. (1923): Petroleum prospects in ' Syria, Palestine and Transjordan, Anglo-Persian Oil Company Ltd, Unpublished report, 12pp

146. Yoffe O., Nathan Y., Wolfarth A., Cohen S., Shoval S. The chemistry and mineralogy of the. Negev oil shale ashes // Fuel. 2002. - V.81. - P. 101-1117.

147. Zadek V., Skala R., Chlupacova M., Dvorac Z. Ca-Fe3+-rich, Si-undersaturated buchite from Zelenky, North-Bohemian Brown Coal Basin, Czech Republic // Eur. J. . Mineral. 2005 - V.17. - P.623-633.

Информация о работе

Затеева, Светлана Николаевна
кандидата геолого-минералогических наук
Новосибирск, 2009
ВАК 25.00.05

Диссертация

Минералогия и условия образования пирогенных пород комплекса Наби Муса, западный берег р. Иордан - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы