Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Парагенетический анализ зональных минералов и условия формирования щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов

ВАК РФ 04.00.00, Геолого-минералогические науки

Автореферат диссертации по теме "Парагенетический анализ зональных минералов и условия формирования щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов"

академия наук ссср

ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ, ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ

И ГЕОХИМИИ

На правах рукописи расс Ирина Теодоровна

УДК 552.11 : 553.22: 552.125.46

парагенетическии анализ зональных минералов и условия формирования щелочно-ультраосновных пород

и карбонатитов

Специальность 00.04.08 — Петрография, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва — 1988

Работа выполнена в лаборатории метасоматизма и метаморфизма Ордена Трудового Красного Знамени Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии АН СССР.

Официальные оппоненты: -член-корресповдент АН СССР И.Д.Рябчиков

(ИГЕМ АН СССР)

профессор, доктор геолого-минералогических наук Л.Л.Порчук (ЮМ АН -СССР)

доктор геолого-минералогических наук В.С.Самойлов (ГЕОХИ им.А.П.Виноградова СО АН СССР)

Ведущая организация: Геологический факультет Ленинградского

государственного университета

Защита состоится 198_^года в 15.00 на за-

седании Специализированного совета Д.002.88.01 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук при Ордена Трудового Красного Знамени Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) АН СССР по адресу: 109017, Москва, Старомонетный пер,, 35.

С диссертацией можно ознакомиться в отделе геологической литературы библиотеки по естественным наукам АН СССР.

Автореферат разослан - "Ж" ОМШ 1985 г.

Ученый секретарь

ученый секретарь п

Специализированного совета

Д.002.88.01 ^ К.В..

Лобанов

^д.с.Коряинский ввел э петрологию представления о дифферен-5.цивльной подвижности компонентов, о кислотно-основном взаимодей-Отдствий и о вокальном равнозесии, являшиеся основой теории пара-^12сЖёт!гееского анализа линергяькых ассоциаций и теории метасома-тической зональности. Парагенетический анализ в настоящее время является ведущим методологическим направлением петрологии. Понятие локального равновесия подразумевает наличие термодинамического равновесия в каждой точке системы, в каадый данный момент процесса, в общем необратимого, если процесс (фракционной кристаллизации, фильтрации растворов или диффузии компонентов) происходит достаточно медленно по сравнению со скоростью установления равновесия между внешней частью твердой фазы и жидкостью, будь то расплав или раствор. Отражением смены последовательных равновесий между поверхностным слоем твердых фаз и жидкой фазой является зональность минералов. Зональность минералов фиксирует изменения физико-химических условий во время роста кристаллов. В последние 15 лет в связи с появлением локальных методов анализа (микрозонда, лазерного спектрального анализа и др.) возникла возможность изучать динамику изменения состава минералов по зонам. Соответственно возможности парагенетического анализа как основного метода исследования можно существенно расширить за счет распространения его принципов на изучение зональных минералов.

- Исследование зональности?суаествугаих минералов в сочетании с принципом фазового соответствия Л.Я.Перчука (1970, 1973) позволяет выявить связи между зональностью минералов и физико-химическими условиями и кинетическими характеристиками их генезиса для магматических, метасоматических и метаморфических пород.

Актуальность исследования. Выявление подобных связей для магматических и метасоматических пород является актуальным для изучения петрологии массивов щелочно-ультраосновной формации. Щелочно-ультраосн<}вная карбонатитовая формация кольцевых комплексов характеризуется уникально, высоким экономическим потенциалом и в то же время представляет исключительный интерес, фокусируя важнейшие проблемы петрологии: генезис наиболее глубинных мантийных магм, соотношение процессов кристаллизационной дифференциации, ликвации, метасоматических преобразований в петроге-незисе и редкометальной и фосфорной минерагении.

Цель и задачи. Целью работы является выявление основных закономерностей формирования щелочно-ультраосновных карбонатито-вых комплексов и связанного с ними оруденения на основе распространения парагенетического анализа на зональные минералы.

Применение нового метода - парагенетического анализа зональных минералов в сочетании с известными, методами исследования-'

к анализу магштическюс и позволяет ставить и решать целый

' метасоматических процессов

ряд новых задач: •

- выявление эмпирических закономерностей формирования зональности породообразующих и акцессорных, минералов магматических и ыетасоыатических пород;

- исследование индикаторных возможностей зональности (микрофракционирования породообразующих и микрокомпонентов) сосуществующих минералов относительно кинетических и физико-химических условий генезиса;

- разработка новых генетических критериев для различия магматических и метасоматических пород сходного минерального и химического состава и критериев прогнозирования.

Научная новизна. Результаты. В результате решения поставленных задач получены существенно новые результаты:

- Обоснована новая модель формирования магматических пород в щелочно-ультраосновных массивах, базирующаяся на доказательстве существования двух комагматических серий, дифференцированных в приповерхностных условиях и различающихся по глубине выплавления исходных мантийных магм: менее глубинной - меймечитовой и более глубинной, даетей известковый (Са-) род дифференциатов.

- Впервые систематически исследованы зональные породообразующие и акцессорные минералы магматических и метасоматических щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов; выявлены эмпирические закономерности изменения состава минералов по зонам от центра к периферии, и различия их положены в основу нового генетического критерия для разграничения магматических и метасоматических пород сходного минерального и химического состава.

- Впервые систематически исследовано распределение редкоземельных элементов в породообразующих и акцессорных минералах магматических и метасоматических пород и установлены различия параметров их фракционирования, характеризующие условия формирования метасоматических и магматических образований, а среди последних -

принадлежащих к двум установленным комагматическим сериям.

- Впервые установлены различия в микрофракционировании редких элементов в акцессорных минералах пород, принадлежат* выделенным комагматическим сериям.

- Впервые предпринята попытка получить кинетические характеристики формирования метасоматических пород.

Для интерпретации полученных результатов были разработаны некоторые специальные методики: I - методика выделения комагмати-чёских серий щелсчно-ультраосновных пород, включающая комплексное использование петрохимических, петрологических, минералогических и геохимических критериев; 2 - методика пересчета составов титанистых андрадитов, типоморфных для пород исследуемой формации, для которой впервые обоснована необходимость и правомочность выделения специфического собственно шорломитового минала -Са3 7?г Г£э Оп , содержащего трех- и четырехвалентный титан в окта-эрической и тетраэдрической позициях соответственно. В природных гранатах относительное количество этого минала достигает 31 мол.Й.

Основные из установленных ноеых результатов легли з основу защищаемых положений.

Защищаемые положения»

Положение _1. Щелочно-ультраосновные магматические породы пелочно-ультраосновной-карбонатитовой формации принадлежат к двум комагматическим сериям: I - безмелилитовых пород с родона-чальной меймечитовой магмой, дифференциация которой может происходить в большом диапазоне давлений от белее чем 30 кбар до приповерхностных условий, и 2 - мелилитсодержаших пород с более глубинной, более кальциевой родональной магмой, дифференциация которой ограничена малоглубинными условиями, определяющимися интервалом устойчивости мелилита.

Положение 2. Зональность породообразующих минералов щеяочно-ультраосновных пород и карбонатитоз является критерием их генезиса - магматического или метасоматического, в ряде случаев однозначным и иногда единственным, при отсутствии других геологических критериев. Минералы метасоматических пород характеризуются обратной (к более тугоплавким миналам), незакономерной и немонотонной, а также инверсионной зональностью, в отличие от минералов магматических пород, зональность которых коррелируется с трендами изменения составов, сведущими из соответствующих диаграмм плавкости.

Положение 3» Рудоносность массивов цзлочно-уяьтраосновных пород (ниобий, флогопит . и апатит) определяется сте-

пенью дифференцированное™ массивов и характером и степенью развития в них кетасоматических процессов и может прогнозироваться по характеру зональности минералов. Промышленные пирохлоровые месторождения возможны лишь в матасоматических карбонатитах; промышленные месторождения флогопита возникают при наложении двух метасоматических процессов (карбонатизации ранее образованных метасоматитоа магматической стадии); проиьшяенныз месторождения апатита маганского типа связаны с дифференциацией нефелини-тов и метасоыатическим процессом сиенитазации нефевин-пироксено-вых пород.

Практическую ценность могут представлять сяадугзд© результата.

Комплексная методика выдеяения комагматических серий в щз-лочно-ультраосновных массивах колет быть полезной при необходимости выделения комагматических серий а спорных случаях в других формациях.

Положение о том, что щелочно-уяьтраоеновная формация представляет собой парагенезис двух комагыатичзских серий, теоретически и практически ваяно - для форьзациокного анализа при изтал-вогенических и прогнозных исследованиях.

Подозение о новой генетическом критерии, основанном на различии тенденций микрофракционироЕания компонентов в породообразующих юшзралах мояет быть полезным при исследовании зональности породообразующих минералов других ассоциаций и ваявлетш такие различных тезденций для иагматическшс и метасоиаишеских образовав няй.

Следствия из пояоаения о новом генетическом критерии могу? быть учтены непосредственно для разработки критериев рудоноскос-ти массивов исследованной формации:

а) установлено, что ниобиевоо оруденекие локализуется в карбонатитах мета соматического генезиса, отношение Ш/То. во флогопитах магматических карбонатитоз незначительно варьирует около 9,6. Это отношение во флогопитах^ метасокатических пород гораздо вше (> 14), а относительные концентрации Л'& и Та во- флогопитах рудных метасоматических карбонатитов по сравнешш с флогопитами

безрудных (метасомзтических se) на поряден вше;

б) показано, что необходимым условием образования флогопи-тового оруденения является наличие двух метасоматических процессов, первый из которых способствует массовому выделен:® флогопита, а второй - его перекристаллизации (укрупнения) и росту иаг-незиальности;

з) предложена новая генетическая модель апатитового оруденения в массиве Магзн - з результате сиекитизации - метасомати-ческого процесса магматической стадии при внедрении сиенитов в пироксековыа и нефеякн-пироксенозые породы - дифференциаты нефе-яинитовой магьы и (или) кйолитизировакные^ультрабазиты»

Внедрение.результатов исследования.

1. Участие в работе ИМГРЭ по изучению апатитоносности севера Сибири з рамках Продовольственной программ (1985 г.).

2. Разработка критериев разлитая безшобиевюс и потенциаяь-но ниобийрудоносных карбонатитов внедрзна в ЩАГЭ ПГО "Аэрогеология" для нуад дистанционного зондирования (I9S7 г.).

Фактический материал, методы и методики исследования. Фактический материал, послуживши основой для произведенных исследований, собран в результате двадцатипятилетней работы автора на массивах Карело-Кольской и Каймеча-КотуйскоЯ провинций. Использовался такке материал по Восточно-Саянскому массиву, массиву Кок-Еарозка (Приморье) и яарбонатитам, найденным в 1985 г. совместно с Д.И.Фрих-Харом на Камчатке. В процессе исследований испсльзо-вались оГ^агцм ншлифы uj коллекций А.А.Глаголева, Н.И.Красновой, Д.С.Кортлшского, B.C.Самойлова, Л.С.Егорова, С.М.Кравченко. Для сравнения исследовались также образцы вулканических карбонатитов Форт-Портала и меланефелинитов влк.Хананг (Африка) из коллекций А.А.Краснова и А.И.Пояякоза.

Помимо главного метода исследования - парагенетического анализа зональных минералов --автор широко применяла метод геохимических индикаторов. Использовались такзе метод термодинамического моделирования и одна из разновидностей факторного анализа -метод главных компонент.

В процессе обработки материала было сделано около 50 химических анализов минералов, (SO хроматографических анализов редких земель в ЦХЛ ИГЕМ АН СССР, анализов редких земель методом нейтронной активации в ЛЯФМ ИМГРЭ, ЗНО зондовых анализов ми-

нералов в рентгено-спектральной лаборатории ИГЕМ АН СССР. Использовались также единичные (принципиальные) силикатные анализы пород (ЦХД ИГЕМ), данные фотометрического определения Ш и Та (ЦХЛ ИГЕМ и Сиб.ГЕОХИ), данные рентгеновской фотоэлектронной спектроскопии (ИГЕМ), рентгено-флюоресцентного анализа 6г,Вл , А/6,£г,У (ИГЕМ), лазерного анализа (спектральная лаборатория ИГЕМ).

Объем и структура работы. Работа объемом стр. машинописного текста (включая ЛУтаблиц, рисунков) состоит из 9 глав, введения, заключения, списка цитированной литературы из 330 названий.

Глава I посвящена анализу причин возникновения зональности минералов, соотношения скоростей роста кристаллов, диффузии компонентов в твердой и жидкой фазах, установления равновесия мезду ними. Делается попытка соотнести закономерности формирования зональности минералов с параметрами, обусловливавшими определенную последовательность пород: последовательные дифференциаты в случае фракционной кристаллизации или' последовательные зоны метасомати-ческих колонок.

Глава Z представляет собой очерк формациодаых особенностей изучаемой шелочно-уяьтраосновной-карбонатитовой формации кольцевых комплексов натриевой специфики; включает рассмотрение геологического положения, сравнительную геохимическую характеристику большинства известных комплексов и, более узко, петрографическую и патронимическую - изученных автором массивов.

Глава 3 содержит фактический материал, полученный при микро-зондовом исследовании зональных породообразующих минералов - оливина, пироксена, флогопита и медияита - магматических пород и сопоставление их трендов зональности с петрохимией.

Глава 4 состоит из очерка мгтасоиатических процессов, характерных для гипвбиссальных массивов формации и в той или иной мере исследованных автором; результатов ыикрозовдового анализа зональных породообразующих минералов из последовательных зон двух мата соматических инфикьтрационных колонок - ийолитизации и турья-итизации оливинитов (массив Ковдор); анализа выявленных закономерностей и из доказательства одновременности образования метасоыа-тических зон, исходя из интегрального анализа зональности сосуществующих минералов.

Глава 5 лосвяаена исследовании состава и зональности акцессорных минералов - титанистого граната, перовскита и апатита, в том числе и относительно редких элементов, Вцделен новый минал в группе андрадита.

Глава б содержат результата систематического исследования распределения редкоземельных элементов в пироксенах, меяилитах, апатитах практически всех встречающихся пород и выборку данных по распределения РЗЭ в кальцитах, перовскитах и титанистых гранатах.

Гзава 7 содерзвм некоторые выводы о физико-химических условиях минералосбразованил: определены интервалы температур кристаллизации »эгматаческих парагенезиеоз; установлено, что исследованные мзтзсоматиты магматической стадии изменения оливинитов образовались при возрастающих температурах около 700°С; оценены значения величины фугитиЕности кислорода, ограничивающие область возможного существования выделенного собственно торломитового минвяа; рассмотрена оволкция кислотно-щелочного режима магмати-. ческой дифференциации и метасоматоза.

Глава 8 представляет собой анализ петрохимических, петрологических, минералогических и геохюлческих критериев, подтверждавших корректность выделения з щелочно-ультраосновной формации двух номагматических серий.

Глава 9 является попыткой использования выявленных эмпирических закономерностей фор?я?рования зональности породообразующих минералов ряда пород (оливин-пироксеновых, пироксен-флогопктовых, келияит-содергасих, апаткт-пироксеновых, оаивин-магнетитовых .

и карбонатитов) в качестве индикаторов их генезиса - магматического или метасомзтичзского, а такяе содержит прилонения разработанных генетических критериев к решении задач прогнозирования некоторых видов сруденения.

Публикации и апробация работа. По теме диссертации опубликованы I монография (1986 г.) и около 30 статей (1968-1987 гг.).

Апробация результатов и положений была произведена:

- на Международном конгрессе ММА, 1978 (Новосибирск),

- на Всесоюзных ыетасоматическнх совещаниях, 1972, 1976, 1980 (Ленинград),

- на УП Всесоюзном петрографическом совещании, 1986 (Новосибирск) ,

- на региональной сессии ВШ, 1984 (Нальчик),

- на Московском геохимическом семинаре, 1972 (ГЕОХИ),

- на Юбилейной сессии кафедры геохимии, 1973 (МГУ),

- на семинаре по силикатно-рудкым-флюидным системам, 1985 (Черноголовка, ИЭМ),

- на петрографическом семинаре, 1985-(ИГЕМ АН СССР),

- на Московском семинаре по геохимии магматических процессов, 1987- (ГЕОХИ),-

- на Ш годичной сессии памяти академика Д.С.Коркинского "Эволюция условий минералообразования пд результатам па-рагенетического анализа зональных минералов", 1988 (ИГЕМ).

Работа выполнена в отделе (лаборатории) метасоматизма и метаморфизма ИГЕМ АН СССР, коллективу которой автор искренне признательна, и особенно - заведующему отделом академику Д.С.Кор-жинскому. Автор считает своим приятным долгом поблагодарить В.Л. Русинова и С.М.Кравченко, чьида советами и консультациями постоянно пользовалась. Большую часть анализов на шкрозснде выполнила И.П.Лапутина, без заинтересованного.отношения которой работа вряд ли могла быть выполнена. У автора была возможность обсудить отдельные вопросы с В.А.Жариковым, К.И.Шмуловичем, В.П.Логиновым, В.И.Фельдманом, А.В.Зотовым, Е.В.Абрамовой, Е.Б.Курдоковым, H.H. Перцевым, Л.В.Бершовым, А.А.Ярошевским. Всем им автор приносит свою глубокую благодарность,

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Зональное распределение компонентов в кристаллах описывается двумя типами моделей: фракционным- и диффузионным. Фракционный тип, соответствующий модели Рэвэя, характеризуется отсутствием диффузии в твердой фазе, мгновенной диффузией в кадкой фазе и постоянством коэффициента распределения. При коэффициенте распределения, большем единица,относительная концентрация компонента уменьшается к периферии кристалла; при коэффициенте распределения, меньшем единицы - возрастает. Диффузионные модели предполагают наличие заметной диффузии в кристалле и (или) диффузии в лид-кости, скорость которой сравнима-со скоростью роста кристалла и установления равновесия. Коэффициент распределения изменяется в зависимости от изменения состава жидкости, и распределение компо-

нента от центра к периферии получается обратным тому, который ожидается при соответствии модели Рэлея {l.Hottiitsr , 1966;П. ath&rton, 1968; Ъ.Under sen , Q. Buckley , 1973; О.Авченко, 1979, 1982; F. Qtiarede, Y.Bottinya. , 1972). И тот и другой тип кинетических моделей.совместим с равновесными моделями распределения вещества, описываемыми, в частности, основными уравнениями ин-фильтрационного и диффузионного метасоматоза Д.С.Коржинского (1982), основанными'на законах Эршлера и Фика. Совмещение равновесной модели распределения вещества между твердой фазой и жидкой с кинетической даст смену разновесных состояний во времени.

Зональность минералов магматических пород в большинстве случаев возникает при росте минерала из расплава при погашении температура, при процессе фракционной кристаллизации. В этом случае наблюдается прямая зональность минералов от центра к периферии кристаллов, и тенденции изменения химического состава минерала в процессе роста кристалла можно предсказать исходя из анализа соответствующих диаграмм плавкости. Так, магнезиалькость минералов должна понижаться от центра к периферии в соответствии с большей тугоплавкостью магнезиальных миналоз.

Из анализа диаграммы Баддингтона-Ливдсли (1964) следует уменьшение титана в окислах титана и железа при понижении температуры, а экспериментальные работы Спейделя и др. (1967, 1968) для силикатно-рудных систем позволяют окидать увеличения мзгне-зиаяьности оливина, сосуществующего с магнетитом, по мере понижения температуры, поскольку келезо интенсивно удаляется из системы вследствие ранней кристаллизации магнетита.

Титанистость пироксена незначительно возрастает согласно диаграмме Сиуордп (I97D..B экспериментах с высококалиевыми породами было установлено, что растворимость титана э расплаве повышается с понижением температуры { &.b.£dgar е.а. , 1976) и понижается с уменьшением.давления; тем не менее, в породах мантийного генезиса (кодули в кимберлитах, келочные базальты, лампрофиры, карбонатиты, кимберлиты), обычным является увеличение 7У0Д от центра к периферии кристаллов флогопита, что объясняется либо проявлением метасоматизма в верхней мантии ( CLL. SazttcAer е.о. ,1979), либо ростом растворимости TiOt во флогопите в зависимости от изменения его состава и состава расплава, из которого он кристаллизовался, а также фугитивности кислорода {m.ärlma., d.D. tdzar ,1981).

Таким образом, относительные концентрации Т!01 во флогопите возрастают при росте температуры, понижения давления, росте железис-тости флогопита, увеличении фугитивности кислорода.

Относительные концентрации А10. в пироксене в довольно значительном интервале температур остаются неизмененными согласно диаграмме фазового соответствия Л.Л.Перчука и В.А.Кононовой (1970), для парагенезиса'пироксен-нефелин. В мелилитах с понижением температуры возрастает количество натриевого мегалита, а также отношение Я1/Мд*А1 , для мелилитов существенно акерманитового состава в соответствии с диаграммами плавкости (£.£ Оз£огп , ¿сИаСгег -, 1941; ШУикае, , 1953).

Количество титана в титанистых андрадитах, согласно диаграмме Хукенгольца (М^. НискепИоСг, , 1969), уменьшается при понижении температуры, а изменения относительных содержаний остальных компонентов граната с падением температуры зависят такие от давления и следуют из диаграммы стабильности миналов граната (Л Кееипап е. а. , 1971), построенной по результатам экспериментов предшествовавших исследований.

В тех случаях, когда тот или иной компонент является микрокомпонентом, т.е. изменение его количества не вызывает изменения фазового и (или) химического состава породы, изменение относительных концентраций этого компонента от центра к периферии кристалла при фракционной кристаллизации может подчиняться закону Рэлея, при условии постоянства коэффициента распределения. Если коэффициент распределения компонента мевду кристаллизующейся фазой и расплавом меньше единицы, то количество его к периферии

кристалла возрастает, если больше единица, то падает (Т.РЛэотс*, тХг«г\ и „^ „ кристаллов пироксена

1975).Изменение стасадвльныхкошентрацииаишраареаугв породах, с

которых отсутствуют другие титансодерааше фазы, подчикается закону Рол ел (д.ияау «.с. , 1983). При кристаллизации минералов-концентраторов каких-либо редких элементов возможно, что зональность ¡этих минералов моделирует тенденции изменения состава не всей системы в целом, а лишь некоего органиченного объема.

Для метасоматических пород информация о характере зонального распределения компонентов в породообразующих минералах, экспериментально не изученном, является принципиально новой и открывает новые возможности в исследовании параметров и динамики метасоматических процессов.

Распределение компонентов между раствором и кристаллическими новообразованными фазами может определяться тремя главными механизмами - инфильтрацией и диффузией раствора и взаимодействием згшдкой и твердой фаз в процессе роста последней.

Закономерности изменения валового состава минералов по зонам колонки определяются основными уравнениями метасоматической зональности (Д.С.Корашнский, 1982): + = V; Ць. для кнфильтрационного метасоматоза, где г'-5 = I + РС[ - содержание компонента £ в единице объема порода, включая поровый раствор (Р - пористость порода), С[ - концентрация компонента в растворе, V - объем просочившегося раствора, X - расстояние по метасоматической колонке, - коэффициент фильтрационного эффекта; Ц- = 4- РЩ-~ -Ъ; Для диффузионного метасоматоза, где в отличие от предыдущего £ - вреда, Ъ£ - коэффициент диффузии компонента I в данной пористой среде.

Изменение составов сосуаествуизих минералов от начала кристаллизации (центра кристалла) до конца-(периферия кристалла) -собственно зональность минералов - отражает последовательный набор (во времени) равновесий "поверхностный слой твердых фаэ-раст-вор", и, соответственно, зональность минералов является следствием изменения параметров раствора во времени, которые меняются быстрее, чем происходит диффузия компонентов в твердой фазе, но в отличие от кристаллизации из расплава изменение некоторых параметров раствора, обусловливавшее метасоматичвские реакции, монет происходить быстрее, чем изменение температуры, и, соответственно, метасоматические процессы могут происходить при практически постоянной температуре, Изменение состава минерала в процессе роста кристалла представляет собой сложную зависимость ¿(.г) =

КI), где /- концентрация компонента / в твердой фазе, С - расстояние от центра до периферии кристалла, £ - время, X -расстояние по метасоматической колонке, K¿ - коэффициент распределения компонента £ между фазами и, в частности, между твердой и лидкой фазой К[~ , К/ зависит в свою очередь от температуры, давления, рН, и прочих термодинамических параметров, а также от коэффициентов распределения других компонентов, Зависиглость зта еде усложняется сопряженными процессами растворения минералов заметаемой породы, которые вообшв достаточно слояно учесть.

При анализе этой зависимости (распределения компонента по зонам кристалла от распределения компонента в пространстве по зонам метасоматической колонки) нами совместно с В.Л.Русиновым и 0.С.Кравченко установлено, что при некоторых значениях коэффициента распределения, меньших единицы, возникает инверсионная зональность: в результате совмещения механизмов возникновения зональности, описываемых уравнениями кинетической фракционной модели и равновесной диффузионной или инфильтрационной.

Микрофракционирование компонентов в составе минералов в той или иной мере моделирует процесс такрофракционррования компонентов. Применение этого принципа позволяет констатировать: во-первых, совпадение и (или) наследование тревдов зональности в одноименных минералах последовательных магматических пород свидетельствует о принадлежности их к единому ряду дифференциатов, и, соответственно, можно различать комагматические серии пород, принадлежащие различным котектикам, и, во-вторых, при возможности применения модели Рэлея определенные по зональности минералов коэффициенты распределения характеризуют интенсивность процесса фракционирования.

Совпадение и.(или) наследование трендов зональности в одноименных минералах последовательных зон метасоматических колонок также может свидетельствовать о принадлежности их к единой мета-соматической колонке; однонаправленное изменение составов сосуществующих минералов в последовательных зонах матасоматической колонки является отражением изменения состава раствора за время роста кристаллов. Наличке противоположных трендов зональности в минералах одной.зоны метасоматической колоша: свидетельствует об их непарагенности или изменении кинетических условий; интегральное сопоставление трендов изменения состава сосупеетвуших минералов последовательных зон метасоматических колонок свидетельствует об одновременности образования всех метасоматических зон и об относительных временных интерзалах роста кристаллов.

Исходя из изложенных теоретических предпосылок, анализ выявленных эмпирических закономерностей образования зональности в минералах исследуемых массивов привел к новому пониманию генезиса формации в целом, слагающих ее пород и связанного- с ними ору-денения.

Щелочно-ультраосновная формация - парагенезис двух комагмэтических серий

Щелочно-ультраосновная карбонатитовая формация вместе с родственными ей кимберлитами представляет собой наиболее глубинные (более 200 км) мантийные образования, приуроченные к зонам глубинных разломов кратонов, характеризующиеся мантийными соотношениями изотопов стронция и неодимия, высокими температурами формирования, восстановленностью первичных флюидов, свидетельствующей о низкой фугитивности кислорода э области их генерации. Типичными представителя!.® этого формационного- типа являются кар-бонатитовые комплексы Карело-Кольской, Наймеча-Котуйской, Сетте-Дабанской, Восточно-Саянской, Алданской (СССР), Восточно-Африканской (Восточный рифт), Канадской, Скандинавской, Бразильской провинций. Они представлены, э основном, массивами центрального типа, слоненка,от перидотитами, ояивинитами, пироксенитами, мелане-фелшштаии, мзлилитоэыми породами - кугдитами, ункомпагритами, турьяктамн, породами якупирангит-уртитовой серии, нефелиновыми и щелочными сиенитам и, наконец, породами камафоритовой и карбо-натитовой серий. Ассоциация названных магматических пород и сопутствующих им метасоматитоз в полном виде проявляется в гипабис-сальных массивах, которые особо характерны для Карело-Кольской и Маймэча-Котуйской провинций. Геология, петрография, геохимия формации этих провинций и отдельных массивов к настоящему времени достаточно изучены. Следует отметить фундаментальные работы В. Смита {UKC. Smith, 1956), В.Пекоры {UÏ.7. Pécora., 1956), Ю.М.Шейн-маннэ <1961), А.А.Кухарекко и др. (1965), Е.Хейнриха {E.Uf.Hetn-riih , 1966), А.И.Гинзбурга и Е.М.Эпштейна (1968), "Карбонатиты" под редакцией Ч.Гиттинса (1969), Л.С.Егорова (1969), Л.С.Бородина и др. (1973), В.А.Кононовой (1976), М.К.Ле Ба {mJ. Le Bas , 1977), В.С.Самойлова (1977, 1984). 9

В последнее время проблеет целочно-ультраосно'вкых-карбона-титоешс формаций связывается с проблемой аномальной обогагаеннос-ти мантии (И.Д.Рябчиков, 1987, 1988; З.А.Ланда, 1987; Л.Н.Когар-ко, 1984) и с проблемой реконструкции паяеогеодинамических об-становок (Магматические" горные породы. Т.2, 1984; m.S.Çarscn. , 1985; т.]. U Bat , 1987).

Исключительно пестрый состав формации, включающей в несколько изменяющейся последовательности (в различных массивах и про-

винциях) резко различные по химизму (прежде всего по содержании кальция, а также по щелочности) породы не позволяют интерпретировать генезис формации с традиционных генетических позиций -кристаллизационной дифференциации единой исходной магмы с привлечением механизма ликвации на определенной стадии.

Мелилитовые ассоциации в целом и более основные и более щелочные, чем нефелин-пироксеновые {АТ.Каа, 1982). Мелилит является недосыввнным кремнекислотой минералом. Исследование изменения активности кремнекислом в зависимости от температуры в породах изверженных серий показало, что в мелилитсрдершдих сериях, расположенных в "нефелинитовоы" поле, значения активностей крем-некислоты минимальны по сравнению с другими базальтоидныш сериями, кроме ларнитсодержавдх (Л 5 6. Саггт'сЬаеё&р,1940). Мелилитовые породы входят в состав многих шелочно-ультраосиовных массивов, и их совместное нахождение с карбонатитами имеет первостепенное значение для понимания генезиса щелочно-ультраосновных-карбонати-товых комплексов. Автор предлагает следующую классификацию мели-витсодержащих пород, в основе которой - классификация П.С.Егорова (1969).

Двухминеральные

I. Кугдиты (и мелилитолиты) (0£ +те1)

3. Ункомпагриты ( Рх + те1)

5. Окаиты (те£+Ме)

7. ? (/Пее+Рк!)

{Шге+РЫ

Она учитывает поредок выделения пород при формировании ша-лочно-ультраосновных пород при формировании шелочно-ультраоснов-ных комплексов, а также последовательность минеральных ассоциаций, которая может быть получена-в результате анализа экспери-

^ Следует отметить, что именно мелилит-нефеяин-флогопитовые породы из массива Турий мыс в качестве турьяитов были впервые описаны В.Рамзаем (игЯагта^ 1921), введаим термин в петрограф!®.

Трахнинеральные

2. Пироксеновые кугдиты или мелилитовые перидотиты

{ое + тгир* )

4. Турьяиты (Рх Л'г)

6. Слюдяные окайте*^ \/пге + //е+РН! )

8, {.'адилитовые карбонатиты

ментальных диаграмм плавкости {j.L Schairer , 1967; К.Опита., К. Ua.$L , 1967; R.g.Ptatt , й.Ъ.ЕЫуаг , 1972; H.S. уес{е.г, jr., 1973; Иодер мл., 1983).

Возможность существования в ассоциации с мелилитом магматического флогопита, показанная автором (1976) на основании изучения зональности флогопита и мелилита в соответствуетей породе из массива Одихинча, подтверждается такяе результатам эксперимента льных исследований при высоких парциальных давлениях COg и величинах отношения С02/Н20 (&A*. ШСги , 1964; , 1976; И.Д. Рябчиков, Д.Х.Грин, 1978).

Коиагиатическзя серая четко определяется' сведущими признаками: сопряженностью а пределах расслоенных интрузий, кольцевых комплексов, вулканических полей; постепенность!) изменения состава пород и минералов с обогащением кх легкоплавкими компонентами; соответствием котектикам; опредевекгеая геохимическими отношениями, з частности, линейными соотнонегиетд^дм^ондстонентов на бинарных логарифмических графиках. HaisT~W985, 19851 предложена комплексная методика для выделения и исследования комагматичес-ких серий, вкяэчагагая классические методы, использование диаграмм плавкости, анализ распределения иикроксмпонентоз в породах, анализ микрораспределения главных и имкрокошонентоз в минералах.

Систематическое исследование зональности породообразующих и акцессорных минералов массивов Ковдор и Турий мыс (Карело-Кольская провинция) и массивов Гули, Кугда, Одихинча, Чангит и Каган (Маймеча-Котуйская провинция) показало устойчивые различия тенденций кикрораопределения компонентов одноименных минералов из ыелипитсодеряагих и безмелилитовых пород. Так, состав моноклинных пироксенов из. меяилитсодеряазих пород заметно более кальциевый (на 1,5-2 алзс.%) по сравнении с составом пярокеекоэ из пород меймечитовой серии, сопоставимых с первыми по величине индекса Куно. Это ясзно рассматривать как отражение существенно более кальциевого состава расплава, что, соответственно, позволяет считать гипотезу формировяния меяилктовоа серии в результате контаминации карбонатных пород маловероятной.

В гззяочно-ультраосновной формации тенденции изменения содержаний почти всех окислоз пироксена меймечитов и некоторых других ультраосковкых пород отчетливо корректируются с теш se ва-рипцият.ш состава материнских пород. Для анализа соотношения со-

ставов моноклинных пироксенов наш (И.Т.Расс и др., 1985) использован метод главных компонент в модификации, рекомендованной Л.Н.Дуденко и Б.А.Марковским (1981) - по матрице ковариаций (без нормирования) с использованием в качестве исходных данных молекулярных процентов окислов. На ту пе диаграмму (рис.1) нанесено положение трех миналов: диопсидового, геденбергитового и огиринового. На этой диаграмме представлено около 70 пироксенов из массивов Маймеча-Котуйской провинции на основании почти 300 определений по профилэ центр кристалла-периферии с необходимые? количественными определениями. В подавляющем бдльаинстве случаев соотношения точек, отвечающих одког.гу кристаллу, удается аппроксимировать прямой линией, соответствующей тенденциям, оамда-емым согласно диаграммам плавкости (И.Т.Расс к др., 1974). От центра к периферии кристаллов пироксенов заметно увеличивается железистость (несколько процентов геденбергитового шкала)* В ряду пород от меймечитов до ийолитов несколько изменяется наклон трендов зональности, обусловленный некоторым обогащением и эгириновым миналом, в отличие от пироксенов мелинитовой серия. Тренды составов центральных частей коричневатых в проходящем свете кристаллов пироксена нефелиновых и щелочных сиенитов Гулинско-го массива являются продолжением тревдов, характеризующих пкрок-сены меймечитов, меланефелинитов, якупирангит-уртитов, а тре-вду составов периферической зеленой кайш (или мзлких кристаллов) направлены в сторону существенного обогащения згариноЕьа,: скалом. Пироксена щелочных сиенитов массивов Кугда и Маган характеризуется аналогичной зонаяьностьз. Пироксен магакита таклз от центра к периферии кристалла обогащается гедекбергатсм, а затем &гири-новыа »шалом. Последовательное изменение наклона трояков происходит в соответствии с кислотно-основкаа взаимодействием,или ге (и) при температурах 725-680°С, определенных по термометру Л.Л. Пэрчука (1970) для "конца кристаллизации пироксен-флогопитового парагенезиса, увеличивается фугитклкость кислорода, вызывая окисление железа в пироксена в щелочной среде.

^ Маганит - новая найденная и описанная нами (1981) епатит-ш-роксеновая магматическая порода,*подробнее о которой.в разделе Зональность клинопироксена и генезис.апатит-пироксено~£;с пород".

с/ а£>

О ь[&Ге$1г06

/

СаМ931г0,

Рис.1 Дпагвакма глазнш: компонент для гшроксеноь. а - зональность писоксе-нов из пород: I -чатов, 2 - :;оланег'ел;ш;:-тоз, Ь - лиооксенлгш? л якуппрангитоз, ^ - ;:огл— лптозых пооод, 5 - хель-тейгигоз и '/.политоп, 6 - глаганлга, 7 - шапочных и нефелиновых сиенитов; б - поля составов пироксенов из: I - щелочных и нефелиновых еие-нитоз, 2 - измененных ийолятоз, ^ - ызльтзЛги-тов и кйолитоз, 4 - излилитовых пород, 5 - кей-кечитов и меланефелинитов. Рис.2 Относительные содеогакия з аас.£5г0 и "СеО? (стрелки: центр - периферия кристаллов) в апатитах из: 1-пироксеновых и пироксен-нефзли-новых пород, 2-иелклктозых пород, 5-карбонати-з?оз; 4,5 средние содержания в апатитах из: 4-пироксенлта-ийояита-уртига и севита-анъвеклта " " " " г.анткйнйх ксеноли-

(1еВа!, ИапаНец ,1979У. 5 тов З/псЙ, 1982)

~Сг—

ЗгО

Крутизна втой кривой, вдоль которой располагаются тренды изменения состава центр-периферия, зависит от щелочности пород (R.Brùasse , 1Г. Rançon , 1984; В. В on in , a.Cjirzt , 1985). Таким образом, судя по изменению состава пироксена, нефелиновые и щелочные сиениты в иалочно-уяьтраосновных массивах являются следующими дифференциалам серии меланефелинит-якупирангит-ийолнт, родо-начальной магмой для которой является мзймечитоаая. Анализ диаграмм плавкости (В.А.Кононова и др., 1978) и результаты теоретического моделирования (Л.Н.Когарко, 1977) приводят к аналогичному выводу.

Тенденции изменения состава пиронсенов из мевияитсодераасих пород составляют отдельную ветзь, обладающую меньшим наклоном трэвдов, с практически незаметным увеличением относительная концентраций натрия.

Две разнонаправленные тенденции изменения зональности кристаллов наблюдаются такяе для гранатов из упомянутых серий пород на фазовой диаграмме !-е103~TiDt . в породах меймечитовой серии кристаллы граната от центра к периферии обогащаются андради-товым шкалой за счет относительного уменьшения и горлоыитового, и гроссулярового шнаяоз;в то врз:^я ksi: в гранатах мелилитовой серии зональность характеризуется понижением относительного содер-аания только шорлокитового минала при бояе-з или менее постоянном соотношении андрадатового и гроссулярового миналов.

Существенно, что разница тенеднцай определяется распределением гроссулярового компонента, особо чувствительного к условиям давления (j. fflartt'gnci, S. nznttl t 1932). Ыелклитсодераазие породи кристаллизуется.в узком интерзале давлений, кз прэвиатетях 12 кбар; в то время как кристаллизация пород мэланефелинат-ийолит-нефалинсиенитового ряда козег происходить от более 30 кбар до приповерхностных условий .(Л.Н.Когарко, 1977; H.S.ttcdir, jn} 1973; S. maatpe, P.j. UfytSîe , 1979). '

Соотношения относительных концентраций ниобия и редких земель в перовскитах такие различается в зависимости от принадлсш-ности перовскита породам той или иной серии: тгк, в мелилитовах породах содержания ¡fêtOf и CeOg в перовскитах испытывает прямо-пропорциональные изменения, аналогичные соотношениям этих элементов в перовскитах кимберлитов; в безмзлилитовых породах изменения относительных концентраций ниобия и церия в перовскитах свя-

звны обратной зависимостью.

Апатиты в породах ряда пироксениг-ийояит-уртит, с одной стороны, а севит-аяьвекит, с другой, характеризуется различными тен-декциями изменения соотношений SrO и TRtOs (tnj.le Bas , С. Ъ. УапЗ-it-ц , 1979). Авторы по.тггавт, что поскольку точки ийолита я сезата на диаграмме SrO-CeOi находятся почти рядом, а к последующи дифференциатам изменение этих элементов в апатитах направлено в сторону увеличения концентраций SrO в случае уртита (при практически постоянном содержании Сс09) и в сторону увеличения относительных концентраций CeOg в аяьвеките по срашекпя с севи-том (при более или менее постоянно« содер^л-жй SrO)f ço эти различные тенденции свидетельствует о непременной ликвации карбонатного и силикатного расплавов. Ликвация з этом случае неоднократно подтверждена такпе экспериментальны;.!!! данным» {&Л Kositr *оп Çrsos, P. J. Ujjiùz , 1973), Исследования зональности 'апатитов относительно редких элементов показали, что подобные различные тенденции характерны тоете для рядов (рис.2): I)гзяанефелинит-кекь-тейгит-ийояит-нефелкнозий сиенит (увеличение относительных концентраций SrO при постокшагх содержаниях СеО^ , причем, при >СЩ.

I; и 2) турьяит-окзит-слюдяной окаит-мелияитовый еевит (рост относительных концентраций £&Сг при постоянных содержаниях SrOt причем, при <-1 ). По-вздимому, анализируете различные тенденции свидетельствует ке столько о механизма разделения, сколько, во всяком случае, о различных путях дифференциации первоначально близких расплавов. На этом яе рисунке нанесены составы апатитов из мантийных ксенолитов {^Л.&л^ , j.ifSmith , 1982), и мнз предстзвяяется естественным, что они легат нз линии, разделявшей указанные две тенденции, а также близость к этой линии состава виатпт а из мйланефелннита - породы, наименее дифференцированной из представленных.

Температуры кристаллизации ояивин-пироксенового и пироксея-фвогопитового парагенезисоэ, определенные автором методом двуми-керальных геотермометроз, и температуры ликвидуса, определенные методом Л.Л.Пврчука и В.И.Ваганова (1978), тэкае различны, обнаруживая принадлежность мелилитсодерзетшх и безмелилитоЕых пород разным котектикам.

Для обеих котектик (1400-1200°С и > I600-II50°C соответственно) на диаграмме состав(выраяенный индексом Куно)-температура

имеется изменение наклона (выполаживание) в области составов пород с индексом Куно, равным 44-40, после которого обе котекткки практически совпадают. Именно к этой области замедления понижения температуры тяготеют фигуративные точки пород, предположительно ликвационного генезиса - маганита и мелилнтового карбона-тита.

Различия тенденций микрораспределения компонентов в породообразующих и акцессорных минералах мелилитсодерташих и безмелили-товых пород, соответствие их последовательностей различным ко-тектикам приводят к звключению, что они не принадлежат к единому комагматическому ряду, 'а представляют собой различные дифференцированные серии.

На большинстве петрохишческих диаграмм вьщелявтся две серии пород - безмелилитовых и мелилитсодеркащнх. Так, на плоскости нормативного тетраэдра форстерит-ларнит-кварц-нефелин, наиболее полно отражавдего химизм исследуемых пород ( Н.5.^ое^ег^г., 1979), спроектированы составы 130 пород иелочно-ультраосновной формации (Мзймеча-Котуйской провинции, по данным Е.Л.Бутаковой и Л.С.Егорова, 1962; Л.С.Егорова и др., 1961; Л.С.Егорова, 1969; В.А.Кононовой и др., 1978; В.А.Кононовой, 1976 и Турьего мыса, по данным В.В.Изакккова и др., 1975; А.А.Кухаренко и др., 1965) (рис.3). Вершина 0 по методу проектирования А.Н.Заварицкого -прямоугольная. При расчете нормативного количества миналов из молекулярного количества кремнекислого предварительно вычиталось молекулярное количество, соответствующее фаялитовоцу миналу, так что практически все главные породообразующие окисла прямо или косвенно оказываются учтены (¿¡0: , МцО, СаО , Д££Оь , ^¡0 и ^0), На рис.3 отчетливо выделяется такие 2 серии пород: I) меймечиты, действительно, вместе с перидотитами, пироксенитами, якупирангит-уртиташ и сиенитами составляет единуэ последовательность, обладающую всеми признаками комагматической серии, по отношения к которой душ ты и оливиниты могут рассматриваться как кумуляты, и 2) мелияитсодераапие породы: кугдит- ункошагрит - турьяит -окаит - слэдяной окаит. Породы безмзлияитовой серии на плоскости Ы-й-Го приурочены к области фазового объема субтетраэдра с основанием - треугольником форстерит-диопсид-кварц; в то время как породы второй серии принадлежат к другому фазовому объему общего тетраэдра, основанием которого является многоугольник

< ШШШН Ш'

2 ШШЗ5" 65713

3 1 и РЧЗ

Ряс.З Проекции на плоскости прямоугольного тетраэдра 1л -й - Бо -«е; 1-7 - 130 анализов щелоч-яо-уль-траосновных пород массивов Яай-меча-Когуйской провинции и Турьего Мыса: 1-иейаёчита, 2-дунитн, З-ыеланейеяинигы, 4-«елкяитовые породы, ё-пироксеинн, якупиран-гкты, б-«зльтейгкты, ийолиты, 7-• нефелиновые и делочные сиениты; 8-дбпастъ средних составов кимберлитов (по данны;.; разных авторов); 9-дпагра."ма плавкости по данные Нуана и Осборна -Рис.4 изменение нелезвстостк со-суцеетвуктас лироксенов и Злого-питов (от центра к перкЗеоки кристаллов) из магматических (I) я цетасоудтичесних (2) пород Рис.5 Изменение цагнезиаяьности сосуществующих пирокгеноз я фло-гопатов (от центра к периферии кристаллов1) из последовательных зон цетасо-атлческкх колонок лйолиткзации (1-5) я турьялтизации (6-9) оливинитоз (пассив Ковдор)

форстерит-диопсид-кварц-волластонит-акерманит. Состав наиболее кремнекислых разновидностей мелияитеодерказих пород (турьяиты-слздяныэ окаиты) в какой-то мере совпадает с составом пород кку-тарангит-уртитовой серии, что оставляет возможность их образования в результате контактных и метасоыатических процессов. Но состав кугдитов и ункомпагритов невозможно .вывести из состава мей-мечитов. На диаграмме 1п-0.-Ро проекции пород меяилитсодераащвй серии образуют полосу, изгиб которой соответствует подоиешш ко-тектик диопсид-аксрмаш'.т и диопсид-воявастонит ка диаграмма плавкости Е.Муака и А.Оеборна (£.£ тигп, й. Олйогп % по 1974).

Две наделяемые комагыатические серии сочетаются в формации иелочно-ультраосиовных пород. В этом отношении она аналогична формами лойцитовых базаяьтоидов, состоящей из плагиоклазсодерза-ией и бесплагиоклазовой лейцитовых серий, встречагяихся совместно в пределах кальдер проседания и кольцевых комплексов.

Распределение микрокомпонентов в породах комагматической серии описывается детерминированными математическими моделями, в частности, логарифмическим соотношением Рзлея (при постоянстве комбинированного коэффициента распределения). На бинарной логарифмической диаграмме Сг-Со в комагматическуэ серию группируются породы в последовательности: овивиновый мзльтейгит-шрфир — пи-роксенит — уртит — нефелиновый и целочной сиенит. Параметры фракционирования Сг и Со с породах мэлияитсодеркащвй серии иные: линейную последовательность образуют турьяит — кугдит — карбо-натит. Продолжение тревда в область более высоких значений концентраций Сг и Со попадает б область среднего состава кимберлитов.

Для выяснения соотношений глубинности меймечитовой и меяилит-содеркгяеЯ серий их составы сопоставлены с составом кимберлитов. Как видно на рис.3, састагы неизмененных, так называемых кайно-тапкых кимберлитов "северной части Сибирской платформы и средние составы различных выборок и различных типов кимберлитов, включая и средний состав кимберлитов Якутии по 623 анализам, "надстраивают" снизу мелилитовуа серия. Таким образом, магма, близкая по составу кимберлитовой или идентичная ей, мояет рассматриваться как родоначальная по отношению к породам нелилитовой серии келочяо-ультраосновной формации.

Независимым подтверадением большей глубинности мелилитовых

магм по сравнения с меймечитовой козсзт быть характер распределения редких ззмввь в мелилитовых нефолинитах, изймэчитах и кимберлитах на диаграмме 'Нснкый радиус редких земель - нормирован-, шз (по иттербию и хондритпм) отношения в названных породах по сравнение с рассчитанными С.Аякбзрсм и др, {P.QfrSer е.о., , 1983) кривыми плавления гранзтз (пред ста влящего болътае глубины мантии) и пироксена. Пола составов кимберлитов совпадает с кривой . плавленая граната. Соответственно яява рэсполоаенз поле составе» кэяияятовых кэфе.ишнтоэ и иэлияиаятоэ и еще кизэ - нргшая состава меймечитов.

Из анализа соотношения составов мелилитовнх по-

род и кикбервита следует, что с увеличением глубина вшяаваеная родоначалькых мантийных расплавов содерздязяо Са в них возрастает и ses болыпз отклоняется от состава пирокита Рингвуда, что, по-видитлому, отражает общуа законокэрноскь глубинного яагмогензза. Независимо к выводу о возрастании содержания Са в мантийных расплавах с увеличением глубины выплавления (при Р ^ 40 абар отношение Сojtil ^ I) присел И.Д.Рябчихов (1924) методом теоретического моделирования.

Зональность породообразукзп: нкнералоз как индикатор условий их генезиса

Гетерогенность почти всех пород, слагающих сзлочно-ультра-осковкяэ карбонатитойыа массивы, з ностоязвэ зреет общеизвестна. Установлено наличие магматических и метасонатическпх пироксено-вых, пироксен-флогопитоЕых, овивин-пироксен-флогспитовых, нефе-яин-пиронсеношх, сливни-мзлилитоенх , нвлилит-пироксеновых, ме— лилкт-нефелияовых, иелияит-фяогопитовых пород, нефелиновых сиенитов, яарбонатитов и апатит-нагнетитовых пород. Так, например, о магматической природе мелилитовнх пород свидетельствует тождество их по минеральному и химическому составу айуаивныы изяи-гитовым породам, в некоторых случаях - форма геологических тел (кекки а дунитях Гулинского массива), наличие зон закалки (в пассиве Кугда), массивные текстуры и гипидиоморфныэ структуры, наличие угловатых' ксенолитов оливинитоз в них (массивы Ковдор и Кугда). О метасоматачеснои генезисе свидетельствует непостоянный минеральный состав, стремление к образования иокоминеральных из-

лилитолитов, наличие бластических структур, закономерная смена парагенезисов, представляших последовательные зоны инфильтра-ционной метвсоматической колонки турьитизации (в массиве Ков-дор, от центра массива к периферии): оливинит — флогопитизкро-ванный и монтичеляитизированный оливинит — мелилит-ояивиновая порода и мелилитояит — мелилит-флогопитовая порода — малилит-нефелиновая порода — турьяит (И.Т.Расс, 1968). Аналогичные свидетельства магматического и метасоматического генезиса существуют относительно карбонатитов: двухкилометровый в поперечнике £к-ный и Северный штоки в Гуликском массиве, дайки, шток и трубчатое тело в массиве Чангит, линза Воцу-Ваара в массиве Ковдор, эффузивные карбонатиты Форт-Портала, Карелии и т.д., наличие первичного кальцита, флаидальные текстуры, с одной стороны, и, с другой, обилие реликтов силикатных пород, наличие метасоматичес-кой зональности, коррозионные и реакционные структуры (массивы Ковдор, Большесаянский). Ю.Л.Капустин (1966) ввделил в Ковдорс-ком массиве две генетические группы: ранние карбокатиты, слагающие мошные штокообразные тела, сопоставимые по размерам с самими массивами, и поздние, образушие штокверки среди силикатных пород. Нет недостатка в фактах, подтверждающих как магматичес-• кий, так и метасоматический генезис и остальных названных пород.

В гипабиссальшх массивах порода метасоматического генезиса занимают половину и более площади современного эрозионного среза. Для прогнозирования и оценки возможного орудакешя необходимо различать те и другие и соотношение магматических и ыетасома-тических процессов в их образовании в кат-дом данном массиве (В.А. Кононова, 1971).

Однако, геологические критерии нередко оказываются неоднозначными или отсутствуют. Автором выявлены некоторые геохимические критерии генезиса (И.Т.Расс, 1975; АТ.Яа5$ , 1982). В качестве геох1анчзского ивдикатора генезиса пород было использовано распределение редкоземельных элементов в сосуществующих минералах: пироксене, нефелине и апатите, апатите и кальците, пироксене к мелилите. Установлено, что метасоматические нефелии-пи-роксеновые породы (независимо от типа метасоматического процесса - ийолитизация, кврбонатизация, уртитизация (?) характеризуются более кислотным составом редких земель в породообразующих минералах, чем магматические породы рада меланефелинит-якупирзн-

гит-ийолит. Апатит и кальцит карбонатитов магматического генезиса отличаются от апатита и кальцита метасоматических карбонатитов более кислотным составом редких земель. Коэффициенты распределения ТЯрж /ТК(це1 для магматических ассоциаций следующие: для/я.- 0,91+0,16; для Се - 1,33+0,36; для М - 1,26+0,52;^» ¿Ь-1,71+0,50;^л» &1- 1,72+0,13. Для метасоматических мелияитсодержа-ших пород эти коэффициенты существенно выше: для ¿а. - 1,88; для Се - 2,28; для Ш - 3,92; для - 2,65 и 9,14; для £и - 5,38, Таким образом, параметры фракционирования редких элементов для породообразующих минералов магматических и метасоматических пород значимо различны.

Однако, исследование распределения редкоземельных элементов в породообразующих минералах с необходимой точностью чрезвычайно трудоемко,- а граничные величины индикаторных отношений относительны. Поэтому необходимость разработки генетических критериев магматических и метасоматических пород ке стала менее актуальной.

Исходя из теоретических предпосылок закономерностей формаро-вания,зональности минералов магматических и метасоматических по-

I и:Т.Расе г

род нами ЙУ74) предложен новый генетический критерий, основанный на различии микрорзспределения коотонентоэ по разрезу от центра кристалла к периферии и позволяющий з ряде случаев однозначно различать сходкыз по составу порода магматического и нзмпптзт::-ческого (мзтасомзтпческого) генезиса.

Характер фракциояироаения породообразующих кешонентоз з минералах магматических пород в процессе роста кристалла описывается ссотсетстзуетими диаграммами плавкости: периферические зоны минералов долзнн обогащаться легхопзязккми компонентами.

Закономерности образования зональности минералов при ш-фильтрацкокном метассмзтозо кссяедозани автором для процессов ийояитизацяи и турьяитязации озивэтштов (Коэдорс-^й мзсслз), сне-нитизации шроксеяоаых пород (массив Иагвн), карбокятизяции изла-нефеликитой и оливин-мвлияятоЕнх пород (массив Гули), ояквин-пяроксеновых пород и ийолитов (массивы Коадор, Одихикчв, Кугдй), Установлена незакономерная, обратная, прямая, инверсионная зональность сосуществующих микеразоа метясоматитов. В тех елучяях, когда форма геологических тел нэ выражена, структура пород не порфировая, с одаоЯ стороны, и нэ бяастопорфпровяя или корро-

зионная, с другой, и отсутствуют другие геологические или петрографические признаки того или иного генезиса, применение предложенного генетического ¡сритерия может оказаться единственным способом решить вопрос о механизме образования той или иной породы, причем в случае обратной .или инверсионной зональности, свидетельствующей о немагкатическом генезисе, решение лто, по-видимому, однозначное.

Исследована зональность оливинов, пироксеноз, флогопитов, кзлилитов и титанистых гранатов олизинсодершаших, пироксен-нефелиновых, келмлитсодерздсих, апатит-пироксеновых пород и карбо-натитов. Магматические шеяочно-увьтраосновные овивинсодерааше породы представлены меймзчитами, соответствуяетмя родоначальной магме, оливинитами (или душ так;: в массиве Гули) - кумулятивной фазой и начальными■дифференциатами меймечитовой магма - перидотитами, меланефелиннтами и оливиновши кельтейгит-порфирами. !'з-тасоматические порода сходного состава представлена пироксенизи-рованшми и флогопитизированными олишшнтеми, возкикаютми при ийоштиэации оливикитов (И.Т.Расс, 1963,1578,1982). Помимо названных имеются тагсг-е мелилитовые перидотита, слагающие упомянутые некки в дунитах Гукинского массива, и окивш-меви литовке ме-тасоматическио порода, представляющие собой зону кнфильтрацион-ной кетасоматической колонки турьяитизации олисинитов (массив Ковдор).

В составе пород щевочно-ультраосновных массивов, генезис которых дискуссионен, особое место занимают камафориты (породы "рудного комплекса", фоскориты, нельсониты) - форстернт-магнетит-апа-титовые или форстерге-магнетит-кальцитовые породы, предшествуа-пще карбонатитам и генетически с ними связанные. В настоящее время наиболее распространенной является генетическая модель ликвации на силикатную и рудно-флшднуэ составляющие (Л.С.Бородин к др., 1973) с последующей ликвацией на камафорктовые и карбонати-товае распяавы-флаида. Альтернативной магматической моделью рассматривается процесс кристаллизационной дифференциации щелочно-ультраосновного расплава. Магматическая природа некоторых пород камафоритовой серии доказывается независимо наличием расплавных включений в их минералах и определением высоких температур гомогенизации этих включений, результатами экспериментальных работ и известными излияниями апатит-магнетитовых лав. Наряду с этим,

сосуществование весьма высокотемпературных минералов - форстерита, магнетита и апатита - и значительно более низкотемпературных - флогопита и кальцита, а та юге увеличение на 0,5-1,5 порядка в камафоритах, так же, как э карбонатитах метасоматического генезиса, концентраций № и Та (В.С.Самойлов, 1977; И.Т.Расс и др., 197Э) свидетельствуют о существенной роли процессов перекристаллизации и метасоматоза в формировании некоторых пород ка-мзфоритовой серии. Наши данные по зональности сяивииоэ и магнети-тов из тснкоритмпчкых пород, как будет показано ниве, свидетельствуют о том, что эти породы образовались а результате кристаллизационной дифференциации особой системы (рудно-флзпдно-сидикат-ной), по-видимому, отделявшейся от келочно-ультраоснозного расплава.

При анализе изменения зелезьстости от центра к периферия кристаллов оливина и пироксена, пироксена и флогопита ультраос-новшх и иелочно-ультраосноЕных пород следует отметить, что почти все порфировые породы - мзймечиты, мелакефеякните, овиэшовые иеяьтейгит-порфиры, используемые в качестве эталона магматического генезиса, содержат, естественно, более изменявшийся то составу оливин вкрапленников, чем быстро кристаяяизупз!йся пироксен основной кассы, и, очевидно, имевшееся изменение состава пироксена ыоает соответстаовать лизь периферической -сне ояизикоенх вкрапленников. В большинстве случаев для магматических пород зональность минералов соответствует тенденциям, ст.^.-о'т согласно диаграммам плавкости (И.Т.Расс и др., 1974,1985): магнезизяькость огивина и пироксена понижается от центра к леряфгри криемжгоэ з соответствии с больней тугоплавкость» кагкезазяькых ккнзгоя. Для кетасоматических пород мзгнезиазьность тех га иккерзгез по рэзрезу кристаллов мезет как покетться, так и попзгаться, а тайга испытывать сначала укзн&гение, а затем возрастание (р:;с.4). Но даяе в тех случаях, когда гелезистость, например, ппрсксенсв мета-сокатитоз увеличивается к периферия хрястазяоз (с*!, рис.1), это увеличение происходит иначе, отличаясь от ссотнспеилЯ, паходетс:«-ся а соответствии с требованиями концепции якслстяо-сснознсго взаимодействия в магме.

В отличие ст обычной магматической тенденции обратная зональность оливина (от 80-85$ Ро з центре до 95-1СЮЙ Ро э краевых частях), установленная для кимберлитов (А.А.Марзкушез я др.,

1931} рассматривается как специфическая для кристаллизации магм в восстановительных условиях, и ее особенность обусловлена повышением окислительного потенциала. В оливинах тонкоритмичных оливин-магнетитовых пород массива Ессей то rose установлена обратная зональность оливина, сосуществующего с магнетитом, в кристаллах которого относительные концентрации титана уменьшается от центра к периферии. Подобные соотнопения совпадают с тенденциями, следующими при понижении твшеразурн упомянутых экспериментальных диаграмм плавкости для синикатно-рудшх систем-и свидетельствуют о магматическом генезисе каиафоритов.

Почти во всех магматических олившсодергсашх породах, кроме некоторых маланефэлинитов, биотит характеризуется иемзгматичес-ким распределением Níj и Ре по разрезу кристаллов. Очевидно, он нзпарагенен с пироксеном и является более поздним минералом. По обратной зональности оливина, пироксена и флогопита пойкилитовый слюдистый перидотит в массиве Гу.чи, описанный ранее в качестве самостоятельной магматической порода третьей фазы внедрения (Л.С. Егоров и др., 1931) или ыетасоматической породы (А.Г.Кабин,1965), кокет быть отнесен к метасоматическиы пироксенизированным породам,

Метасоматические нефелин-пироксеновыз порода представляют собой зоны метасоматических колонок, образовавшихся при различных метасоматических процессах - ийояитизации оливкнитов, скеки-тизации пироксенитов и якупирангитов, карбонатизации мелакефезини-тов и, возможно, других. В отличие от магматических пород того ке состава (ряд якупирангиты-уртиты) зональность их породообразующих йскнераков не соответствует трендам, ожидаемым из акзгшза диаграг.г.1 плавкости. Так, зональность оливина, пироксена, флогопита из последовательных зон метасоматичаской колонки ийокитизации, в большинстве случаев является инверсионной (рис.6). Зональность пм-роксенов маганских мотвссматитов, хоть и демонстрирует увеличение относительных содержаний железистого минава к периферии кристаллов (см, рис.I, тенденций, параллельные оси главных компонент), но возрастание их находится в противоречии с кислотно-основным взаимодействием компонентов в матов, согласно которому сначала возрастает геденбергитовая составлявшая, а ук затем эгириновая (Л.Л.Перчук, 1968).

При нанесении изменяющихся составов сосуществующих пироксе-

нов и флогопитов из последовательных зон инфияьтрационных мета-соматических колонок ийслитизации и турьяитиззции (Ковдор) на дизграмму фазового соответствия Л.Л.Перчука (1970) устанавлигэ- . ется (рис.5), по мзрэ роста кристаллов от центра к периферии имеет место стремление составов минералов - т'эерцых растворов -к составам, соответствующим разновесным при тетотературе ~ 750°С. При этом тенденции, выраженные скгаением крнэых для обоих процессов, оказались кокфортяздки. Резкий скачок составов минералов соответствует з колонке_ийолитязаци:1 границе зон слздита и нефелннн-зироэанного пироксвгшта!, а в колонка турьянтизации - озивкн-ме-лилитозой зоне и граница с глелнзит-флогопитоеойзоной1» Очевидно, что распределение М^ медду сосукествузиими фазами по мере кристаллов а больней мэре зависит из от температура, а от иных факторов (Й.Т.Рпсс, 1978, 1962).

При исследовании зональности сосуществует« минералов в последовательных зонах бимзтасоматической диффузионной колонки на контакта гранодиорита и доломита, экспериментально полученной в веских условиях Г.П.Зарзйским, нами такяе было устзнов-каяичке зональности оливина, пироксена, шнтачеязвгеа и других минералов.

Тагом образом, мзтасокаткчеехие парагекезисн однозначно от-личзэтся от ггзгкатичесяих по характеру зональности сосулестаукзих иинераяоз в случае, если зональность противоречит прямой (связанной с пснпзеяяем тетяхзратуры)(см. рис.4).

Маггатичасхие кзлязи?содер=ксте порода, как показано гетто, яэгяэтся проаэаодааа более глубинной иагка, чем иейлачиты, и представлена серией приповерхностйкх дп$$ерзнциа?ов о? кугдята до сладякого окатя®. Мзтаеоматячесяие города сходного шкерзяько-го состава образовались при турьяитиэйции олнвкнитоз, Судя по изменения гояэзистости по разрезу кристаллов олизина, пироксена и флогопита, а тзтесв титанаетости пироксзнэ, флогопита я титанистого андрадята, некоторые пироксен-кзгшггктовЕз породы (мзссигы Турий нис, Ковдор) имея* «етасагатичесяий генезис (И.Т.Расс,1976).

Дополнительно для различия мелияитсодерзасих ассоциаций магматического или.метасоматического генезиса удобно исследовать изменения натриевости от центра к периферии кристаллов пироксена и мелилита (рис.7) и глиноэемистости в кристаллах мелилита и флогопита. Относительные концентрации натрия в пироксене в до-

Рис.6 Изменение нелезисхосги до-оливина (I), пироксена (2) и флогопита (З).по разрезу кристал- ' . лов, принятому за единицу, от центра к периферии, в метасома- да. тических кояон-■ках «Политизация (а) и турьяити-(0)

зации нитов

оливи- о

f

30

о ^

л г о з

<0,

а

И

п

Рис.? Изменение натриевости он центра к периферии кристаллов пироксена и иеяили-та в магматических (I) и ыетасоиагических (2) породах

Рис.8 £дИ& - ¿о Та во блого-питах карбонагатов: I"- магматических, 2-3 - мегасома-тических - безрудных (2) и рудных (3)

А Ма.

50-

10-

д

(Не!)

I—>-

-Г/У

•И

вольно значительном интервале температур остаются неизменными согласно диаграмме фазового соответствия Л.Л.Перчука и В.А.Кононовой (1970) для парагенезиса с нефелином. В мелилитах с пониже^ нием температуры, как указывалось выше, возрастает количество натриевого мелилита, а также отношение М/Мд+Л для мелилитов существенно акерманитового состава. Из рис.7 следует, что для магматических ассоциаций натриевость практически постоянна по разрезу кристаллов пироксена, но возрастает к периферии кристаллов мелилита. В то же время другие тренды свидетельствуют о непара-генности пироксена и мелилита, и такая порода является зоной мата соматической колонки турьяитизации, в которой из-за инертного поведения Мд, , Я1 и вполне подвижного - Са и Лй. пироксен и ме-яилит неравновесны. Так, удалось установить метасоматическую природу целого ряда мелилитовых пород.

¿^Сказанное нельзя уверенно отнести к мелилитовым карбонвтитам Турьего мыса, т.к. для существенно другого химического состава, вероятно, характерны другие закономерности, А.Г.Булах и В.В Иваников (1982) считают эту породу метасоматической. Изменение компонентного состава граната карбонатизированных мелилитовых пород по разрезу кристаллов характеризуется неоднократной сменой трендов.Увеличение отношения Т! 4*/i Ti по разрезу кристаллов граната флогопит-гранатовой породы (массив Гули) наряду с уменьшением альмандиновой составляющей, не характерной для гранатов магматических пород, к периферии свидетельствует о том, что карбонатизацяя мелинитовой породы происходила при росте окислительного потенциала.

Дополнительным генетическим критерием могут служить комбинированные коэффициента распределения компонентов, определение которых возможно по характеру распределения этих компонентов от центра к периферии кристаллов (С.М.Кравченко, 1977). Соответствие таких вычисленных величин коэффициентам распределения, полученным экспериментально, или другими методами для модельных систем, свидетельствует о правильности выбранной модели механизма генезиса - фракционной кристаллизации, ликвации, диффузионного или инфильтрационного метасоматоза. Так, характер распределения концентраций Sr, La, Се и Ва по зонам кристаллов апатитов и Sr, Mi), Fc, Mit и Ва по зонам кристаллов кальцита, соответствующий модели фракционирования Рзлея, является дополнительны:.! аргументом в пользу магматической природы карбонатитов (в добавление к порфи-

ровой структуре и наличию вкрапленников кальцита), найденных: нами совместно с Д.И.Фрих-Харом (1987) среди верхнемеловых пикри-тов Валагинского хребта Камчатки.

Правомочность классификации этой порода как карбонатитов доказывается мантийными изотопными соотношениям!! стронция, геохимической спецификой (высокие содержания 77 , ícr , Sr , Еа, распределение 77?) и наличием среди вкрапленников типоморфного титанистого вндрадита.

Некоторые критерии рудоносности

В тех случаях, когда рудные концентрации какого-либо элемента связаны только с магматическими или только с ыетасомати-ческими породами, предлоаенный нами генетический критерий (И.Т, Расс и др., 1974) становится критерием перспективности на некоторые виды оруденения.

Критерии генезиса карбонатитов и их рудоносности .

Исследование кикрозональности минералов из сходных по составу карбонатитов различного генезиса - магматического и мета-соматического - позволило нам совместно с И.П.Яапутикой и B.C. Быковой (1979) доказать связь №-оруденония только с метасома-тическиш образованиями. Поэтому анализ зональности сосуществующих минералов карбонатитов может быть использован как метод выделения (отбраковки) заведомо нерудоносных пород.

В первичных магматических карбонатитах (мантийных по изотопному соотношению Sr и распределении 772), по данным П.Боудена (1968) и О.Кноринга (1962), содержатся незначительные количества ниобия и тантала. Концентрации 77, t Та в кврбонатитах Африки сопоставимы (хотя и несколько превышают) с кларковыш для земной коры. Количества Г< и í№ в фонолитовых лавах Олдоиньо-Яен-гаи резко превышают таковые в щелочно-карбонатных лавах. Малые содержания ниобия и тантала в магматогенных карбонатитах дали основания предпояокить, что магматические карбонатиты является безрудными. С другой стороны, даже при одном механизме образования -например, гидротермально-метасоматическом - в зависимости от температуры, содержания Ti , Щ и Та в карбонатитах резко различны (В.С.Самойлов, 1977).

Нами изучено 19 образцов карбонатитов из семи массивов, из

них 6 образцов из трех массивов представляют собой рудоносные карбонатиты. Выявлено распределение Рс , 7У , Са , Ул э пирок-сенах, М^, Рг ,- 71, 5/, Я1 во флогопитах, М^ Ре , ТС в оливинах • от центра к периферии кристаллов. Исследование проведено методом рентгеновского микроанализа в сопоставления с данными химического анализа. По изменению индикаторных отношений - железистости пироксена, флогопита, оливина; титанистости и глиноземистости пироксена и флогопита; натриевости пироксена - по разрезу кристаллов сделаны выводы о генезисе карбонатитов. В случае немагматического генезиса эта выводы можно считать однозначными, Для некоторых карбонатитов вывода о генезисе сдельны иа основании изученного наш ранее (1975) распределения ТЯ зшатитах и кальцитах. Рудоносные карбонатиты (с единственным исключением) отчетливо немагматического происхождения.

Различия рудоносных и нерудоносных магматических карбонатитов проявляется в содержании /У# и Та и их отношении во флогопитах. Содерзджя № и Та во флогопитах были определены фотометрическими методами. В нескольких образцах тантал определяли также методом нейтронной активации.

Отношение #£/Та во флогопитах из карбонатитов магматического генезиса колеблется незначительно - от 8,5 до 10,5. Это соотнесение, по—видимому, более или менее постоянно и монет быть выражено уравнением + С , где С ^ I (рис.8). Аналогичное соотношение установлено для пород и минералов (э том числе и биотитов) магматического генезиса в Лоэозерском иелочиом массиве (В.И. Герзсимовский и др., 1966).

Дяя флогопитов из иетасоматических карбонатитов характерен широкий диапазон колебаний этого отношения" - о? 7,8 до 36,9. Ранее (В.С.Самойлов, 1977) было показано, что гшбые метасоматичес-кие процессы способствуют увеличению этого откоаения. Оказалось возможным получить уточняягцуэ информации о генезисе дяух образцов карбонатитов, зональность минералов которых позволяла предполагать их магматический генезис. По гепичздае отношения //'/Та зо флогопите они являются метасоматическимк.

Таким образом, для магматических карбонатитов характерны прямая зональность силикатных минералов,. соотяетствусзая диаграммам плавкости, и более или менее постоянное отношение Л'//Та зо флогопитах, равное 9,6. Исследованные карбонатиты магматического

генезиса не содержат рудной ¿'/-минерализации. Для метасоыатичес-•ких нарбонатитов характера незакономерная зональность силикатных минералов; отношение Ш/ls во флогопитах варьирует в широких пределах; среда метасоматических пород флогопита рудоносных нарбонатитов отличаются от флогопитов из безрудных разностей повышенными содержаниями -и Та. Сочетание предложенного метода определения генезиса карбонатитов по характеру микрозональности минералов и метода индикаторных отношений Ht и Та во флогопитах позволяет различать магматические и метасоматические карбонатиты, среди последних - рудные и безрудные.

Зональность кристаллов флогопита к. условия его образования

При определении условий образования промышленного крупнозернистого маложелезистого флогопита в иелочно-ультраосновных массивах, связанного исключительно с метасоматическими процессами (Е.М.Эпштейн и др., 1961; Т.Л.Гольдбурт, Э.А.Ланда, 1963; A.A. Кухаренко и др., 1965; Л.С.Егоров, 1964, 1969), автор использовала данные о распределении петрогенных элементов по разрезу кристаллов флогопитов из последовательных зон метасоматических колонок, образующихся при разных метасоматических процессах, с тем, чтобы решить, какими мзтасоматическими процессами обусловлено появление промышленного (крупнозернистого, ыалокелезистого) флогопита; существует ли аналогия с процессами скарнообразова-ния, с которыми связаны хорошо изученные флогопитовые месторождения; каков источник К, ftfl, М ; каковы физико-химические условия (температура, кислотность растворов, термодинамический режим компонентов) его формирования.

Ранее показано (И-Т.Расс,1971), что флогопитизация, образование пироксен-гранатовых, флогопит-гранатовых и гедроыелилитовых пород является процессами, проходящими на фронте карбонатазации и ведущими к возникновению зон инфильтрационной метасоматичес-кой колонки карбонатизации. Несмотря на различие исходных пород (оливин-пироксековые, нефелин- или мелилитсодерлсашие), тыловые зоны, представленные метасоматическими карбонатитами, имеют практически одинаковый состав.

Исследовано распределение Му, fie ,7Т от центра к периферии кристаллов флогопита из последовательных зон метасоматических

колонок карбонатизации ояивин-пироксеновых пород (массив Ковдор), меяанефелинитов (Гули), оливинитов (Кугда), пироксеновых пород (Одихинча), ийолитон (Ковдор), мелилитовых пород (Гули).

На материале Маймеча-Котуйской провинции выделены (С.М.Прохорова и др., 1966) пять типов флогопитовых месторождений в зависимости от характера флогопитоносных пород: I) оливинитовый; 2) апомелияитояый; 3) диопсидовые пегматоидные жилы в. апоякупиран-гитах и апоошвинитах; 4) нефелин-пироксеновые пегматоидные жилы в апопироксенитах, апоякупирангитах; 5) гранат-нефеяин-пироксе-новые пегматоидные симметрично-зональные жилы в нефелин-мелияито-вых породах. Представляется целесообразным объединить типы I и 3, 2 и 5.

К типам I и 3 относятся флогопитовые месторождения Ковдор (В.И.Терновой и др., 1959; Н.Й.Краснова, 1972), участок Збе-Юрях месторождения Одихинча и флогопитопроявление в массиве Кугда. (ТЙЛЛ^с^ флогопитового месторождения Ковдор, и по распределению редкоземельных элементов а породообразующих минералах сделаны заключения об инверсионном характере кислотности метасоматических растворов (повышении и последующем понижении). При сравнении содержаний Мц^ Ре , 7? во флогопитах из последовательных зон метасоматических колонок исходная порода - карбонатит выявляется, что средняя железистость флогопитов я целом уменьшается от передовых зон я тыловым, хотя максимальная железистость характерна для флогопита из средних зон колонок. Средняя титанистость флогопитов уменьшается в том же направлении. Изменение этих параметров т=5!утри кристаллов характеризуется следующими особенностям: как правило, железистость увеличивается от центра к периферии кристалла, титанистость умень шается. Совпадение тенденций микрораопределения компонентов является дополнительным аргументом в пользу того, что зти флогопите-вые месторождения и* проявления относятся к одному генетическому типу. Метасоматизм в месторождениях такого типа разгирслся а два этапа (Т.Л.Гояьдбурт, Э.А.Лендя, 1963; Л.С.Егоров, 1964). В первый этап при внедрении пеяочкой магмы формировались пироксеноше и пироксен-фяогопиторые породы и происходила мобилизация М^ из оливинитов и АС из ийолитов. Ачторстт^'^976) показано наличие магматических пород с флогопитом, а экспериментальными работаю Д.К, Вейяи (1954), Дж.Брея (1976), И.Д.Рябчикояа н Д.Х.Грина (1978)

подтверждена возможность выделения флогопита из расплава при условиях, характерных для формирования зтих массивов. Так что, либо К мобилизовался из флогопита магматических пород, либо, будучи избыточным вполне подвижным компонентом, находился в мета-соматических растрорах и при щелочном метасоматизме участвовал и образовании флогопита.-Во второй этап формирования флогопито-fux месторождений рассматриваемого типа происходила карбонатиза-ция и перекристаллизация флогопита с уменьшением келезистости и увеличением размеров кристаллов. Необходимость прохождения этих двух этапов косвенно подтверждается аналогией со скарновыми месторождениями Алдана (М.А.Лицарев, 1961), где в результате кон-тактово-реакционного взаимодействия доломитов (источник Са и Мд) и аяшосиликаткых пород (источник Я1 и 2/ ) образуются фвогопито-носные пироксеновыа и пироксен-шглнелевые породы. Собственно фло-гопитовые месторовдения в скарнах формируются во флогопитоносшх породах в послемагтатическую стадию. Н.И.Краснова (1972) и С.В. Соколов (1973), оценивая разными методами температуры кристаллизации гигантозернистого флогопита, приходят к разкам результатам, но сходятся в выводе о понижении температуры к концу процесса. Если проявился один из- этих этапов - ийолитизация с образованием слвдитов (Ковдор, юго-восточный профиль) или карбонатизация мвла-кефелинитов (Гули, юго-западный контакт северного массива карбо-натитов), или карбонатизация ийолитов (Ковдор, железорудное месторождение) - проявленные скопления флогопита не возникают.

Средняя келезистость флогопита при карбонатизации уменьшается от передовых зон к тыловым, но тенденции микрораопределения иные. При ийолитизации келезистость флогопитов увеличивается по направленна к тыловым зонам. Представляется, что нефелии-пироксе-ноше пегматовдные килы в апопироксенитах и апоякупирангитах (5 тип месторождений, по С.М.Прохоровой и др., 1966, железистость флогопита - 31)-представляют нефе лин-пи роксеновугэ зону колонки ийолитизации и вряд ли перспективны в отношении промышленного флогопита. То же, вероятно,- справедливо и для апооливинитового сладите, описанного Т.Л.Гольдбурт и Э.А.Лавда (1963) в массиве Оди-хинча.

В формировании флогопитовых месторождений, связанных с мели-литсодержащими~породами (2 и 5"типы, по С.М.Прохоровой и др., 1963), также, вероятно, можно выделить два этапа: ийолитизации

о ли вин-мелилито яых пород (Л.С.Егоров,-1969) и карбонатизации с образованием холонки карбонатизации, в которой промежуточные зоны представлены апомелилитовыми или меланит-флогопитовыми породами» Имеющиеся в нашем распоряжении данные пока не позволяют более полно охарактеризовать этот тип.

Таким образом, благоприятными условиями для формирования промышленного крупнозернистого маложеяезистого флогопита в ие~ лочно-ультраосновных массивах являются: I) достаточная-степень дифференциации селочно-ультраосновной магмы; обусловливающая наличие оливинитов, ийолитов, оливин-мелилитошх пород и карбонатитов; 2) достаточное развитие метасоматических процессов; 3) налояение процессов карбонатизации на ранее образованные метасс-матические породы магматической стадии.

Зональность клинопироксенов и генезис апаткт-пироксеновых

пород

Использование тенденций микрораспределения компонентов по разрезу кристаллов в качестве генетического критерия сказалось плодотворным при исследовании апатит-пироксеновых пород массива Маган.

В северной части массива среди апатитизирояанных.ийолитов нами были установлены секупие яйлы мощностью до 30 см крупнокристаллической породы, словенкой диопсидом и апатитом примерно в равном количестве с акцессорными нефелином, сфеном, титано-маг-нетитом и вторичным биотитом. Эта порода - мзганнт - резко отличается от пироксен-апатитовых руд ("эгиапитов") парагенезисом и текстурой.-При исследовании зональности пироясеноэ из цеяочно-ультраосновных массивов (И.Т.Расс и др., 1985) были установлена генетические различия для ггароксенов из магматического маганита, образовавшегося, возможно, в результате ликвации-и из метасоматических "эгиапитов?) сформировавшихся, по всей вероятности,'& результате сиенитизацаи ранее образованных пироксен-нефелиновых пород.

Изгматичзскяя тенденция изменения состава пироксена заключается в-обогйяекии его гедекбергитовым минаяои, а'затем эгирином, в соответствии-с кияотио-оснояным взаимодействием (Л.Л.Перчук, 1952). Это приводит к постепенному изменению направленности тренда от ранних к поздним дифференциатам. Изредка оба треада совме-

Еаптся в одном кристалле, например, в пироксене из маганита (см. рис,1). В случае кристаллизационной дифференциации при предельном составе пироксен представлен эгирином. Изменения состава пироксена в результате метасоматических процессов - впвтитизации и (или) сиенитизации - однонаправленно ориентированы почти параллельно оси главных компонент и приводят к составу менее щелочному, чем при кристаллизационной дифференциации. Не исключено, что пироксена, тенденции изменения состава которах являются как бы продолкением друг друга, являются пироксенами из последовательных зон_ыетасоматической колонки сиенитизации пород якупирангит-ийолитовой серии.

По мнению Б.П.Романчеяа, любезно согласившегося просмотреть препараты, диопсид и титанокагнвтит маганита содеркат расплавные включения, аналогичные таковым в апатит-нефелиновых породах Хибин. Наличие в зоне апатитизироввнных ийолитов «йолитов с "мин-далекаменными" текстурами,"образующимися за счет вкполнения~апа-титом "миндалин" и представляющих собой текстуры "еидкость в жидкости", позволяют предполагать ликчационный генезис ызгенита.

Предложенная нашкновая генетическая модель образования пя-(р^сен-апатктокьрГмётасоматитов, т.е. собственно месторождения \(С.М.Кравченко и др., 19371, включает ийолитовый этап; с которым связана главная масса апатита, его привнос; и сиенитовый, характеризующийся образованием метасоматичоской колонки сиенитизации с наличием анхимономинеральной зоны "згиапитов", т.е. локализацией апатитового оруденения. Высокие концентрации апатита з ийо-литах мокно объяснить экспериментальными данными (Л.Н.Когарко и др. ,~1931; ¿.ё.и^а^щ 5980), установившими чрезвычайно высокуз растворимость фосфора в нефеливитах - вероятных родоначальных магмах для пород якупирангит-уртитовой серии. При температурах-око-ло 1320°С в нефелините растворяется 13% Р£0д (что соответствует 32,Ъ% апатита), а в ийолит-уртитовнх магмах при температуре око-ло"900°С - в 5-6 раз меньше. Таким образом, приуроченность апати-товых-кесторондений к ийолитам Еэлочно-ультраосновных-компонен-тов, в частности, Магана, с зтой точки зрения представляется закономерной.

Заключение

- .Представленная работа является первым систематическим исследованием парэгенетических соотношений зональных минералов пород одной из важнейших магматических формаций - щелочно-упьтраоснов-ной-карбонатитояой. ~ - -

Зональность минералов - следствие эволюции физико-химических условий и разницы скоростей диффузии в твердой фазе я роста кристалла - представляет собой набор последовательных равновесий "краевая часть твёрдой фазы - жидкость", будь то расплав в случае магматической кристаллизации или раствор при метасоматических процессах. Соответственно, зональность минералов отражает изменение состава расплава или раствора во времени, по крайней мере, за период роста кристалла. Состав расплава или раствора в свою -очередь изменяется в зависимости от физико-химических параметров того или иного процесса.

Наибольшее значение при процессах фракционной кристаллизация из расплава, по-видимому, имеет изменение температуры и, следовательно, -зональность образовавшихся минералов отражает температурную зависимость состава твердой фазы от состава расплава я соответствии с диаграммами плавкости. Подчиненное значение имеют зависимости от фугитивности кислорода и велочности расплава. Следует также иметь в виду случаи обратной (по отношению к температурной зависимости) зональности минералов, которая мелет возни -кать при резком изменении давления при кристаллизации расплава, что представляется достаточно редким случаем. - -

При метасоматических процессах зональность минералов является следствием, главным образом, изменения соствпа раствора в зависимости от рН, Ек и химических потенциалов вполне подвижных компонентов, поскольку метасоматические-цроцессы могут происходить и, вероятно, происходят без существенного изменения тестера-туры и давления, тая как скорость метасоматических реакций превышает скорость изменения тедаературы. Сочетание равновесных моделей инфияьтрационного и диффузионного~метасокатоза с той или иной кинетической моделью позволяет выявить зависимость газораспределения компонентов (зональности минералов) от какрораспределения в пространстве. Эта зависимость чрезвычайно сложна и содержит многие не»ыясненные~зависикости коэффициента распределения компонента в пространственно-временных координатах от факторов

равновесия системы и в сочетании с принципом фазового соответствия, от коэффициентов распределения других компонентов и наличия других фаз. Необходам целый ряд допуцений и ограничений, чтобы разделить и* аыяви-ть эти зависимости, начиная с того, что мы не имеем возможности исследовать процессы растворения исходных минералов, а вынукдены рассматривать состав исходных минералов в сочетании с параметрами раствора как характеристику единого "раствора", из которого происходит метасоматическое минераяообразоза-ние.

Парагенетическкй анализ зональных минералов позволяет выявить некоторые из этих зависимостей, и, соответственно, использовать новые возможности оценки физико-химических и кинетических условий процессов формирования магматических и ыетасоматических пород: интервал и тренд изменения физико-химических параметров, а также коэффициенты распределения главных и малых элементов.

Такой подход в сочетании с методами анализа валового состава минералов в различных зонах физико-химических систем, термодинамического моделирования, геохимических индикаторов, главных компонент и другими позволил по-новому подойти к решению важнейших петрологических проблем, имеющихся при исследовании пеяочно-увьт-раосновной-карбонатитовой формации - соотношения наиболез глубинных мантийных магм (меймечитовой и более кальциевой, близкой по составу к усредненной кимберлитовой), а такие соотношения в пет-рогенезисе процессов кристаллизационной дифференциации, ликвации и метасоматоза.

В результате использования разработанной методики исследования комагматических серий посредством независимых петрохишческих, петрологических, минералогических и геохимических критериев удалось показать, что иелочно-ультраосновная формация представляет собой парагенезис двух комагматических серий: меймечит-нефелини-тозой-сиенитовой и мелилитсодеряащей с более глубинной исходной магмой. Парагенезис комагматических серий встречается и в ряде других формаций и связан-, по-видимому, с эволюцией мантийных диа-пироз ( 1980';, отщепляющих на разных глубинах различ-

ные по составу магмы. Этот вывод приводит к необходимости нового определения объема понятия "щелочно-ультраосновная формация" и разработки новых критериев перспектив рудоносности обоих типов ро доначальных магм.

В результате использования разработанных критериев различия магматических и метасоматических пород сходного минерального и химического состава, включая минералогические - различие микро-фракционирования породообразувзцих и редких компонентов во время роста минералов (зональности) - и геохимические - различие параметров фракционирования редкоземельных элементов, удалось однозначно решить проблему генезиса ряда пород» Так, установлена магматическая природа меганита - новой апатит-лиронсенопой породы, меяанократозого аналога хибинских апатитовых руд» Установлен каг-матичеекяй генезис какафоритод массиза Ессей. По зональности пи-роксенов и флогопитов, пироксеноэ и кеяияитов, пироксеноз, флогопитов, мелнлитоэ и гранатов установлен метасокатический генезис уртитаз (по крайней мерз исследованных); шроксен-фгогопитовых, грэнат-флогопитовых, гракат-пироксекозых пород, образовавшихся при карбоиатизации различных исходных- пород; пироксен-фгогсшто-вых, пироксен-мелинитовых и флогопят-иеляактовых пород, предетав-ляюпих собой гоны метвсоматических колонок ийолитизации и турьяи-тизацни олмвинитов, эгиапитов, образовавшихся при сиенитазации ийолитоз; некоторых карбонатитоз.

При исследования зональности сосутаствугтх минералов могут быть вычислены коэффициенты распределения кошонеятоз. Соответствие таких выяисзеншх зелишз коэффициентам распределения, определенным другими методами для модельных систем, свидетельствует о верности избранной модели. Применение этого аспекта иссгедоза-шм зснэяьноста аиквраяоз к иксрорзспрзделешпз компонента»

кояот способствовать рзпегаш проблем генезиса орудененкя.

Чрезвычайно перспективным представляется такяе исследование

михрораспределения юткрокомпонентоз по разрезу кристаллов. Этот

аспект исследования зональности сосуществующих кинетзаяоа откры-

вовые

в ает, благодаря взвесит даогеротнссти шярскомпскентсз, эозмозшос-ти исследования физико-хиияческих параметров маийтических и ме~ тасомати-ческнх процессов.

Автору представляется, что распространение методов пзрагоно-тического анализа на зональные минералы, продемонстрированное э работе ка примере пород пелочко-ультраосновюй формации, имеет более общее значение, позволяя при-комплексном исследовании микро- и макропроцессоа фракционирования компонентов решать конкретные петрологические, геохимические и физико-химические проблемы,

а также ставить качественно новые задачи, связанные с изменением условий минерало- и рудообразования во времени.

Основные работы автора по теме диссертации

Некоторые редкие элементы в сфенах и апатитах Кокшаровского дифференцированного комплекса ультраосновных-щелочных пород (Приморье). 1964. Геохимия, № 3, с.230-241.

Парагенезиса метасоматитов магматической стадии пелочно-ультраосновных пород. Докл. АН СССР, 1968, т.180, № 5, 1224-1227.

Редкоземельные элементы в пироксенах и апатитах Ковдорского щелочно-ультраосновного массива. Геохимия, 1968, $ 9, 1120-1127.

Распределение редкоземельных элементов в сосуществующих минералах иелочно-ультраосновных пород. Геохимия, 1970, 1? I, 96103.

Парагенезисы постмагматичесуотх метасоматитоа щелочно-ультра-основных пород. Докл. АН СССР1, т. 198, £ 5, 1175-1178.

Поведение редкоземельных элементов и иттрия в процессе ме-тасоматического изменения увьтраосновных пород магматической стадии. Геохимия, 1972, № I, 89-99.

Тенденции изменений концентраций М^, А , 7У , Со. и а/а. в различных зонах кристаллов моноклинного пироксена и флогопита пород карбонатитовых комплексов как критерий их генезиса. Докл. АН СССР, 1974, т.219, № 2, 447-450 (соавторы: В.А.Боронихин, С.М. Кравченко).

0 кислотно-основных условиях образования магнезиальных метасома титов флогопитового комплекса Ковдорского массива. - В кн.: Метасоматизм и рудообразование. М., Наука, 1974, 283-289.

Редкоземельные элементы в сосуществующих минералах ассоциаций различной щелочности, - В кн.: Метасоматиты и оруденение, М.,

Наука, 1975, 167-178.

Индикаторные отношения петрогенных элементов в различных зонах сосуществующих силикатных минералов карбонатитов. Геохимия, 1976, 2, 264-278 (соавтор В.А.Боронихин).

Зональность кристаллов и генезис мелилитов из щелочно-ульт-раосновных пород. Изв. АН СССР, сер, геол., 1976, № 5, 38-45.

Зональность сосуществующих минералов природных метасомати-ческих колонок. - В кн.: Метасоматизм и рудообразование. М., Наука, 1978, 113-122.

Критерии генезиса и рудойосность карбонатитов. Геохимия, 1979, » 9, 1329-1336 (соавторы: И.П.Лапутина, В.С.Быкова).

Условия образования маложелезистого флогопита в щеяочно- . ультраосновных массивах. - В кн.: Железо-магнезиальный метасоматизм и рудообразование. И., Наука, 1980, 130-137.

Характер зональности породообразующих минералов и их генезис. - В кн.: Породообразующие минералы. Материалы XI съезда Ш. М., Наука, 1981, 236-248.

Зональность сосуществующих минералов метасоматитов и время образования ыетасоматических зон. Докл. АН СССР, 1981, т.259, » 6, I449-I453.

Маганит - новая пироксен-апатитовая порода. Докл. АН СССР, 1982, т.262, » б, 1459-1463 (соавтор*: С.М.Кравченко, Л.П.Некрасов).

Зональность зерен минералов в последовательных зонах диффузионных магнезиальных скарнов. Изв. АН СССР, сер. геол., 1962, № 6, 78-85 (соавтор С.Е.Борисовский).

Зональность сосуществующих минералов последовательных зон инфильтрационных метасоматических колонок - индикатор изменения состава раствора. - В кн.: Проблемы вертикальной метасоматичес-кой зональности. М.: Наука, 1982, 148-158.

Rate - earth tfements in iht rock-forming minerais of me-á-eitéc rocís in aikaiint-aitraêasie eompítx es. Qeoihim. Cosmo-Mm. CUta., /982, vet.M, "9, i*77- f4SS.

0 новом минале Ca3 T¡¿ L'¿ 01г в группе титанистых авдрадитов. Докл. АН СССР, 1984, т.277, » I, 196-199.

Зональность пироксена и генезис щелочно-ультраосновных пород. Докл. АН СССР, 1985, т.280, » 5, I2I0-I2I5 (соавторы: С.М. Кравченко, И.П.Лапутина).

Щелочно-ультраосновная формация - парагенезис двух комагма-тических серий. Доял. АН СССР, 1985, т.283, » 4, 973-978 (соавтор С.М.Кравченко).

Минералого-петрологические и геохимические критерии выявления комагматических серий пелочно-ультраосновкой формации. - 3 кн.: Серии магматических горных пород, происхождение и металлогения. M.: 1986, 57-58 (соавтор С.М.Кравченко).

Парагенетический анализ зональных минералов. М.: Наука, 1986, 144 с.

К петрологии маганского апатитового месторождения. Изв. АН СССР, сер. геол., 1987, № 4, 88-100 (соавторы: С.М.Кравченко, Ю.А.Коленко).

О находке карбонагитов в поэднемеловых ультраосновных вулканитах Камчатки. Докл. АН СССР, 1987, т.294, № I, 182-186 (соавтор Д.И.Фрих-Хар).

Зональность сосуществующих минералов из последовательных зон биметасоматических скарнов (по экспериментальным данным). -В кн.: Закономерности метаморфизма, метасоматизма и метамагматиз-ма.. М.: Наука, 1987, 66-91 (соавторы: Г.П.Зарайский, ИЛ.Лапути-на).

Подл.к п6ч.13.12.88.Т-19291_3ак.1937

ВДЭМС описи

Тир Л 00