Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса

Серебряков, Николай Станиславович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса"

на правах рукописи

СЕРЕБРЯКОВ Николай Станиславович

ПЕТРОЛОГИЯ КОРУНДСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД ЧУПИНСКОЙ ТОЛЩИ БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА (на примере Чупииского сегмента)

Специальность: 25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва, 2004

Работа выполнена в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН)

Научный руководитель:

доктор геол.-мин. наук Русинов Владимир Леонидович (ИГЕМ РАН)

Официальные оппоненты:

чл.-корр. РАН В .А. Глебовицкий (ИГГД РАН)

доктор геол.-мин. наук Г.П. Зарайский (ИЭМ РАН)

Ведущая организация:

Геологический институт Карельского научного центра РАН ГИ КарНЦ РАН

Защита состоится^• ^ 2004 г. в/Ф часов на заседании диссертационного совета Д 002.122.01 в ИГЕМ РАН по адресу 119017, Москва, Старомонетный пер., д.35. факс: (095) 230-21-79, e-mail: vpervov@igem.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ РАН.

Автореферат разослан 23 ■/"S. 2004 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

кандидат геол.-мин. наук Первое В.А.

доги "Тчт

2.4044 М

Актуальность исследования

Генезис корундсодержащих пород в метаморфических комплексах недостаточно изучен. Исследование парагенезисов этих пород в чупинской толще Беломорского подвижного пояса, состава их минералов, физико-химических условий их образования и разработка модели их генезиса, а также установление их геологической (структурной и возрастной) позиции в районе представляется весьма актуальным. В них также обнаружены шпинель, сапфирин, кордиерит и другие минералы, парагенезисы с которыми являются индикаторными при реконструкции физико-химических условий петрогенезиса метаморфических комплексов.

Цели и задачи исследования

Целью данной работы являлось выяснение основных закономерностей формирования корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса (на примере Чупинского сегмента). Для этого решались следующие задачи:

1. Установление геологического положения этих пород, включая выяснение их возрастной позиции в истории развития Беломорского пояса.

2. Систематическое изучение их минеральных парагенезисов, последовательности их образования и химического состава слагающих их минералов.

3. Определение РТ-параметров и разработка петрогенетической модели их формирования.

Фактический материал и методы исследования

Работа выполнена на основе материала полевых исследований автора в 19972003 годах в Северо-Западном Беломорье. Детально изучены четыре известных проявления корундсодержащих пород: Хитоостров, Дядина гора, Варацкое, Высота 128, а также три проявления, впервые найденные при участии автора: Кулежма, Плотина и Лягкомина. Составлены детальные геологические карты первых пяти проявлений в масштабе 1:500. Собрана и изучена коллекция из 400 образцов и 300 прозрачных шлифов. Обработано около 1000 микрозондовых анализов минералов, около 100 химических силикатных анализов пород (методы мокрой химии и рентгено-флуоресцентный) и около 30 количественных спектральных анализов редких и редкоземельных элементов (атомно-эмиссионный метод). Основой изучения минеральных ассоциаций корундсодержащих пород являлся парагенетической анализ минералов. РТ-параметры определялись методами геотермобарометрии (при помощи различных специализированных компьютерных программ).

Научная новизна работы

1. Впервые систематически охарактеризованы минеральные парагенезисы корундсодержащих пород чупинской толщи, составы слагающих их минералов и их геологическая позиция.

2. Впервые проведена типизация этих пород и выделены два основных их типа, приуроченных к разным вмещающим породам и резко отличающихся химическим и минеральным составами, составом минералов и текстурно-структурными особенностями: корундсодержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах и корундсодержащие породы в метабазитах. Установлено, что

указанные типы генетически взаимосвязаны между собой;

3. По геологическим данным обоснован их позднесвекофеннский возраст;

4. Выявлена четкая зональность в корундсодержащих породах обоих типов;

5. Предложены конкретные минеральные реакции, в результате которых образовался корунд в каждом типе корундсодержащих пород чупинской толщи, причем реакция замещения кианита является основной для обоих типов;

6. Показан отчетливо неизохимический характер образования корундсодержащих пород (десиликация для обоих типов, определяющая роль ЭДа и Са при образовании корундсодержащих пород в гнейсах и К и М§ - при образовании корундсодержащих пород в метабазитах);

7. Впервые описаны минералы, которые не были известны в районе исследования: натриевый малокремниевый жедрит в обоих типах (также первая находка в России) и кордиерит (в редком парагенезисе с доломитом) во втором типе. Установлено, что для корундсодержащих пород в метабазитах типоморфным минералом является хёгбомит;

Защищаемые положения

1. Исследованные корундсодержащие породы разделены на два типа, в зависимости от их приуроченности к породам разного лигологического состава: корундсодержащие породы в кианит-гранат-биотиховых плагиогнейсах (1 тип) и корундсодержащие породы в метабазитах (2 тип).

2. Корунд в породах 1 типа образовался в результате замещения крупных кристаллов кианита при закономерной смене парагенезисов от вмещающих гнейсов к корундсодержащим породам.

3. Корунд в породах 2 типа образовался в результате разновременных реакций замещения кианита, сапфирина, шпинели и хёгбомита, причем замещение кианита происходит при закономерной смене парагенезисов от вмещающих метабазитов к корундсодержащим породам.

4. Образование корундсодержащих пород выделенных типов обусловлено десиликацией кианитовых плагиогаейсов и метабазитов, что связано со слабо щелочным метасоматизмом в условиях повышенных температур и давлений (600-700° С и 7-8 кбар). Породы 1 типа формировались при повышенной активности № и Са, а породы 2 типа - при повышенной активности К и М§.

Практическое значение

Результаты исследований могут быть использованы при выявлении метасоматических образований среди метаморфических пород, при реконструкции физико-химических условий петрогенезиса последних, а также при прогнозе и поиске драгоценных и коллекционных разновидностей корунда в метаморфических комплексах.

Публикации и апробация работы.

(Петрозаводск, 2000, Санкт-Петербург, 2001, Апатиты, 2002, Петрозаводск, 2003, Санкт-Петербург, 2004), на 32-м Международном Геологическом Кошрессе (Флоренция, 2004), а также на семинарах лаборатории физико-химического анализа эндогенных процессов ИГЕМ РАН (Москва) и лаборатории петрологии ИГГД РАН (Санкт-Петербург).

Благодарности

Работа по теме диссертации осуществлялась в лаборатории физико-химического анализа эндогенных процессов, им. акад. Д.С. Коржинского, ИГЕМ РАН под руководством д.г.-м.н. B.JI. Русинова, при конструктивной критике со стороны чл.-кор. С.П. Кориковского, которым автор приносит свою самую искреннюю благодарность.

Собранные автором материалы многократно обсуждались с H.H. Перцевым, И.Т. Расс, С.С. Абрамовым, В.Ю. Герасимовым, Е.Б. Курдюковым, И.А. Зотовым, М.В. Середкиным, Т.Л. Лариковой и другими сотрудниками указанной лаборатории, а также с E.H. Граменицким (МГУ), П.А. Игнатовым (МГРРУ), О.С. Сибелевым (ИГ КарНЦ РАН, Петрозаводск) и П.Я. Азимовым (ИГТД РАН, Санкт-Петербург). Полевые исследования были бы невозможны без помощи сотрудников и студентов МГГРУ (г. Москва): Вс.В. Аристова, А.П. Гладышевой, Е.В. Волковой, A.B. Хмарской, A.A. Георгиевского, A.A. Булатовой и аспиранта ИГЕМ Д.И. Корпечкова, который, кроме того, предоставил автору дополнительный каменный материал. Аналитические работы проводились в ИГЕМе аналитиками О.Г. Унановой (силикатный анализ пород) и И.П. Лапутиной, С.Е. Борисовским, Н.В. Трубкиным и А.И. Цепиным (рентгеноспектральный микроанализ), а также на кафедре петрологии МГУ аналитиками Е.В. Гусевой и H.H. Каратаевой (на электронном микроскоие с микрозондовой приставкой). Некоторые образцы проанализированы П.Ю. Плечовым (кафедра петрологии МГУ). Большой объем аналитических материалов был любезно предоставлен автору E.H. Тереховым (ИЛ РАН) и В.И. Левицким (Ин-т геохимии СО РАН). В оформлении работы большую помощь оказали A.M. и В.М. Козловские (ИГЕМ). Всем перечисленным коллегам автор чрезвычайно признателен.

Объем и структура работы

Диссертация объемом 170 страниц состоит из введения, 6 глав и заключения, содержит 90 иллюстраций, объединенных в 40 рисунков, 20 таблиц, и список литературы из 154 наименований. Глава 1 посвящена проблеме генезиса корундсодержащих пород; в главе 2 делается краткий обзор геологического строения района исследований по литературным данным; в главе 3 приводится петрофафическое описание изученных пород; в главе 4 рассматриваются вариации состава пород и минералов; в главе 5 проводится анализ парагенезисов и определяются РТ-параметры петрогенеза; в главе 6 обсуждаются возможные генетические модели.

Условные обозначения

Сокращенные названия минералов приводятся согласно (Kretz, 1983) с некоторыми добавлениями (выделены *):

Ab альбит щь* хёгбомиг

Alm альмандин Ilm ильменит

An анортит Ку кианит

And андалузит Mgs магнезит

Ар апатит Na-Ged* натриевый малокремниевый жедрит

Ath антофиллит Оат ортоамфибол

Bt биотит Prg паргасит

Cam Са-клиноамфибол Phi флогопит

Chi хлорит PI плагиоклаз

Czo клиноцоизит Prp пироп

Crd кордиерит Qiz кварц

Cm корунд Rt рутил

Cum куммингтонит Sdph':' сидерофиллит

Dol доломит Spr сапфирин

Ep эпидот Sil силлиманит

East- истонит Spl шпинель

Grt гранат St ставролит

Ged жедрит Ts чермакит

Grs гроссуляр Zrn циркон

НЫ роговая обманка Zo цоизит л 1 ____ . . .

XMs - магнезиальность минералов: Mg/(Mg+Fe*+), Т(°С) - температура, P(kbar) -давление.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Корундсодержащие метапелиты и метабазиты, характеризующиеся недосыщенностью кремнеземом, встречаются достаточно редко (Классификация..., 1992). Обычно считается, что их образование проходит в более или менее изохимических условиях при метаморфизме осадочных или магматических пород, изначально недосыщенных Si02 (Cooray, Kumarapeli, 1960; Oftedàhl, 1963; Haapala et al., 1971; Enami, Zang, 1988; Савельева, Кориковский, 1998; Lopez Sanchez-Vizcaino, Soto, 2002; Operta et al., 2003). Более сложным случаем является образование корунда на стадии регрессивного изменения кианитовых эклогитов при замещении кианита (Kolceva et al., 1986; Liati, Seidel, 1996 Godard, Mabit, 1998). Иногда уменьшение содержания кремнезема в метапелитах (и появление там высокоглиноземистых минералов, в том числе корунда) связывается с анатексисом (Altherr et al., 1982; Osanai et al., 1998) Образование некоторых корундсодержащих метапелитов предполагается в результате метасоматизма или ашюхимического метаморфизма: при калишпатизации силлиманитовых гнейсов (Горошников, 1971); в результате перераспределения компонентов (в первую очередь, Si02) под действием метаморфогенных растворов вдоль локальных зон проницаемости в гнейсово-мигматитовых полях, рядом с телами метабазитов, (Колесник, 1976). Но т.к. указанные породы не приурочены к контакту кислых и ультраосновных пород и не обладают зональностью с тенденцией к уменьшению количества минералов в тыловой зоне, их генезис нельзя объяснить известными метасоматическими моделями (биметасоматизмом или инфильтрацией).

О генезисе корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса не существует единого мнения. В.И. Лебедев с сотрудниками

(1974), впервые описавшие породы одного из проявлений корунда (Хитоослров), считали их результатом метаморфического преобразования глинистых осадков. Все последующие исследователи связывали появление этих пород с метасоматическими процессами (Буканов, Липовский, 1980; Глебовицкий, Бушмин, 1983; Громов и др., 1991; Терехов, Левицкий, 1991; Другова, 1999).

Корундсодержащие породы (с розовым или малиновым корундом) в пределах Чупинского сегмента встречаются в чупинской толще на всем ее протяжении и строго приурочены к двум определенным литологическим типам пород толщи:

1) к крупно- и среднезернистым линзовидно-полосчатым кианит-гранат-биотитовым плагиогнейсам с крупными кристаллами кианита (проявления Хитоостров, рис.1, Варацкое, Высота 128, Плотина и Лягкомина), и

2) к амфиболитам и амфиболовым сланцам, обычно апогаббровым (проявления Дядина гора, рис.3, Кулежма, Варацкое и Высота 128).

Корундсодержащие породы в разных вмещающих породах сильно отличаются друг от друга текстурно-структурными особенностями, минеральным составом, а также расположением в пространстве ассоциирующих с ними пород относительно друг друга (т.е. зональностью). Это особенно четко выражено в проявлениях Варацкое и Высота 128, где обнажаются корундсодержащие породы обоих типов (рис.5). В то же время корундсодержащие породы, находящиеся на разных проявлениях, но внутри одних и тех же пород чупинской толщи, весьма сходны друг с другом по всем указанным характеристикам на всем протяжении толщи.

На основании этого корундсодержащие породы чупинской толщи разделены на два типа, которые обозначены как:

1) корундсодержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (далее - корундсодержащие породы в гнейсах);

2) корундсодержащие породы в метабазитах.

Корундсодержащие породы 1 типа представлены четырьмя разновидностями, первая из которых присутствует на всех проявлениях, а три последних - только на проявлении Хитоостров:

1) мезократовые амфиболсодержащие, состава Pl+Prg+Grt+Bt+St+Crn±Na-Ged (на Варацком в породах отсутствует гранат).

2) лейкократовые, того же состава, с крупными 1фисталлами граната

3) мезократовые с натриевым жедритом, PI+Na-Ged+Grt+Bt+St+Crn

4) мезократовые безамфиболовые, Pl+Bt+Grt+St+Crn

Они образуют среди гнейсов мощные (до 70 м) пласто- и линзообразные тела (на Хитоострове все разновидности составляют единое тело, где 1, 3 и 4 разновидности сменяют друг друга от- висячего бока тела к лежачему, а 2 находится внутри первой; рис.1). Тела имеют границы сложной конфигурации, неровные, извилистые, часто секущие гнейсовидность. Все породы крупно- и среднезернистые, гнейсоподобные, часто полосчатые; одним из главных породообразующих минералов является кислый или средний плагиоклаз (обычно содержание >40%, в лейкократовых линзах и прослоях до 100%). Внешне они все очень похожи на вмещающие их кианит-1ранат-биотитовые плагиогнейсы. Однако в самой распространенной первой разновидности всегда содержится кальциевый амфибол (паргасит) и иногда натриевый малокремниевый жедрит (на Хитоострове). Корунд на всех проявлениях встречается в виде мелкозернистых масс, представляющих собой его тонкие симплектитовые срастания с плагиоклазом. На проявлениях Хитоостров и Варацкое в породах также

р тром

местонахождение проявлении корундсодержащих пород чупинскои толщи: 1 - чупинская толща (пд: Миллер, ¿>002), 2 - „ проявления корундсодержащих пород: а - в гнейсах (1- Хитростров. 5 - Плотина, 7 -Лягкомина), о-в метабазитах (2 - Дядина гора, 6 - Кулежма), в - и в гнейсах, и в метабазитах (3 - Варацкое, 4 - Высота 1281. ----------------------

(составлена по съемо -втора). 1 - метамор'

кое, 4 - Высота 1281. ¡5 - геологическая карта хитоострова жым материалам Е.П. Чуикинои (1971) и наблюдениям

_____________Ъизованные базиты (комплекс гранатовых габбро, по

тепанову, 1981): 2: а,о - корундсодержащие и ассоциирующие с ними породы: - зоны 1а и 2 (со Б1:-Р1-псевдоморфозами по кианоту), б - зоны За-в; в -

олигоклазиты; 3 в

пегматиты; 4 - разломы

Остальные обозначения см. к рис 1г.

Хитоострова. Г -

мигматизированные гранатовые амфиболиты; 2 - ^ЗЛ-Й-плагиогнеисы; 3 - Ку-Ог1-Вг-плагиогнейсы; 4 - двуслюдяные плагиогнейсы. „Зональность корундсодержащих пород: 5 - зона 1а и 2 (ВЪбгЫР!-и Щ-(лг1-Тз-Р1-породы с Э1> Р1-псевдоморФозами. по кианиту): 6 - зона За (В^(Зг1-Ма-6еб-Рга-Р1-породь1 с зональными Сгп-81:-Р1-псевдоморфозами по кианиту); 7 - зоны Зо,в (Сгп-ьт-В!:-СЛ-Ма-бей-Ргд-И-породы с, идиоморфными кристаллами корунда); 8 - Сгп-Эг-в|1:-В1-Р1-породы с идиоморфными кристаллами корунда; 9 - леикократовые, Сгп-81-Сг1-Сат-Вг-Р1-породы с идиоморфными кристаллами корунда; 10 -олигоклазиты: а - с ОЛ; б - с и Ми; 11 - элементы залегания.

присутствуют идиоморфные призматические кристаллы корунда, длиною до 7 см. Вместе с корундом в породах всегда встречается ставролит, либо в виде сгавролит-плагиоклазовых симплекгигов, либо в виде идиоморфных кристаллов. Между минералами в породах с идиоморфными корундом и ставролитом реакционных взаимоотношений не наблюдается.

Важной особенностью мезократовых амфиболсодержащих пород с корундом является обязательное наличие между ними и вмещающими кианитовыми гнейсами ряда промежуточных пород, повторяющаяся последовательность которых позволяет рассматривать их как зональность. Породы ряда слагают участки достаточно сложной конфигурации (но обычно вытянутые вдоль общего простирания гнейсовидности пород), граница между которыми (весьма неровная, часто секущая гнейсовидность) определяется лишь по появлению или исчезновению одного или двух минералов, в некоторых случаях только по изменению морфологии выделений корунда и ставролита. В текстурно-структурном плане все породы очень похожи (особенно кианитовые гнейсы и примыкающие к ним породы зоны 1, отличающиеся лишь отсутствием кварца). Мощность зон изменяется от десятков см до десятков м при общей мощности всей зональности до 150 м.

Таблица 1. Зональность корундсодержащих пород в гнейсах.

0 1 la 2 3a 36,в

РЬ-31 PL-зо PL30 PI40-50 PL30 PL30

Bt Bt Bt Ts Prg Prg

Qtz Grt Grt Grt Grt Grt

Grt Ку (St+Pl) Bt Bt Bt

Ку (St+Pl) (St+Pl) St

IB PLf0-50 (Crn+Pl) Cm

Ts ±Na-Ged ±Na-Ged

Grt

Qtz

Примечание. 0-Зв - зоны, пронумерованные от гнейсов к породам с корундом. (Э1+Р1) и (Сгп+Р1) - симплектиты в псевдоморфозах по Ку. Зоны 36 и Зв объединены, т.к. отличаются лишь тем, что в 36 корунд встречается в виде сростков мелких идиоморфных кристаллов, а в Зв - в виде крупных одиночных 1фИсталлов. Ыа-Оеё встречен только на Хитоострове. На Варацком в зонах За-Зв отсутствует гранат.

Главные свойства данной зональности (табл. 1):

1) по направлению к корувдсодержащим породам происходит смена кварцсодержащих и безамфиболовых пород (кианиговых гнейсов) бескварцевыми и амфиболсодержащими. Обычно (Хитоостров, Варацкое, Плотина) между этими породами находится порода и без кварца, и без амфибола (зона 1, иногда добавляется зона 1а), но местами вместо нее наблюдается порода, одновременно и кварц-, и амфиболсодержащая (зона 1В на проявлениях Варацкое и Высота 128).

2) в породах всех зон присутствуют либо крупные кристаллы кианита (такие, как во вмещающих кианиговых плагиогнейсах), либо псевдоморфозы по этим кристаллам (что особенно хорошо видно на примере Варацкого, где даже в породах с крупными кристаллами корунда находятся эти псевдоморфозы).

3) в породах практически всех промежуточных зон наблюдаются реакционные

взаимоотношения кианита с одним или несколькими минералами:

в зоне 1В встречены участки, где кианит всегда отделен от кварца плагиоклазовой каймой (рис.2а);

в зоне 1а и 2 на контакте с Mg-Fe-минералами (Bt, Grt и Cam) кианит замещается ставролит-плагиоклазовыми симплекгатами вплоть до образования полных псевдоморфоз (рис.2б);

в зоне За на контакте с Mg-Fe-минералами (Саш, Grt, Bt и Na-Ged) кианит замещается ставролит-плагиоклазовыми и корунд-плагиоклазовыми *

симплекгатами (отделенными друг от друга резкой границей) с образованием полных зональных псевдоморфоз, с корунд-плагиоклазовыми симплекгатами в центре (рис.2в). В зонах 2 и За вокруг псевдоморфоз обычно наблюдается *

плагиоклазовая кайма, отделяющая ставролит симплектитов от кальциевого амфибола и 1раната.

Таким образом, корунд в породе появляется как продукт замещения кианита. 4) Зоны За-Зв слагаются одними и теми же по минеральному составу корундсодержащими породами, но отличаются друг от друга морфологией выделений корунда: в зоне За - корунд-плагиоклазовые симплекгиты в псевдоморфозах по кианиту; в зоне 36 - сростки мелких идиоморфных 1фИсталлов; в зоне Зв - крупные одиночные 1фисталлы. На Хитоострове породы с зональными корунд-ставролит-плагаокназовыми псевдоморфозами по кианиту (зона За) находятся в краевых частях тела корундсодержащих пород (обуженного породами без корунда, но со ставролит-плагиоклазовыми псевдоморфозами по кианиту). Породы, содержащие сростки мелких идиоморфных кристаллов (зона 36), располагаются ближе к центральной части этого тела. Саму же центральную часть (зона Зв) слагают породы с крупными одиночными кристаллами корунда. Соседние зоны имеют небольшие области перекрытия, в которых могут присутствовать сразу два морфологических типа корунда (на Варацком же все морфологические типы корунда встречаются в одной породе). Четко видно, что сростки мелких кристаллов корунда сформировались в результате преобразования корунд-плагиоклазовых симплектитов in situ: эти сростки часто наблюдаются непосредственно внутри зональных псевдоморфоз по кианиту, либо среди корунд-плагиоклазовых симплектитов, либо уже без них (рис.2г). Параллельно с изменением морфологии корунда изменяется и морфология ставролита. В зоне За ставролит встречается обычно только внутри ставролит-плагиоклазовых симплектитов; в зоне 36 в породе кроме ставролит-плагиоклазовых симплектитов имеются редкие идиоморфные кристаллы ставролита; в зоне Зв присутствуют только крупные идиоморфные кристаллы ставролита. Такая последовательность зон За-Зв, их перекрытия и взаимоотношения первых двух морфологических типов корунда свидетельствует д том, что породы этих зон сформировались при преобразовании одной и той же породы, содержащей крупные ■

кристаллы кианита. При этом появление пород с крупными кристаллами корунда и ставролита (при полном замещении в породах кианита и даже при почти полном исчезновении самих псевдоморфоз), очевидно, связано с наибольшей степенью переработки кианитсодержащих пород. С исчезновением псевдоморфоз в породах исчезает и плагиоклазовая кайма, отделяющая псевдоморфозы от кальциевого амфибола и граната основной массы породы.

Обязательной чертой всех проявлений корундсодержащих пород в гнейсах является наличие тел олигоклазитов (±Grt,Bt). Они находятся как в самих корундсодержащих породах, так и во вмещающих их кианитовых, а также в

Рис. 2 Реакционные взаимоотношения минералов в породах 1 типа.

а - плагиоклазовая кайма между кианитом и кварцем (зона 1В, Варацкое; ник. +); б - ставролит-плагиоклазовые псевдоморфозы по кристаллам кианита (зона 2, Хитоостров); между ставролитом и гранатом находится кайма плагиоклаза (без анал.); в - зональная корунд-ставролит-плагиоклазовая псевдоморфоза по кианиту (зона За, Хитоостров; без анал.); г » кристалл корунда рядом с корунд-плагиоклазовыми симплектатами в зональной псевдоморфозе по кианиту (зона 36, Хитоостров; без анал.). Штриховой линией показаны границы реакционных кайм. Размер белой полоски 1 мм.

двуслюдяных гнейсах и на контакте гнейсов с амфиболитами или амфиболовыми сланцами (рис. 1). Тела олигоклазигов имеют сложную форму, из-за неровности их контактов, а также из-за многочисленных их ответвлений во вмещающие корундсодержащие породы, с чем связана полосчатость последних. На Хитоострове на контакте мелких прослоев олигоклазигов с вмещающими их корундсодержащими породами зоны Зв или же внутри 1фупных тел олигоклазигов на контакте с участками более мелано1фатовых пород наблюдаются наиболее 1фупные (до 7 см) и наиболее хорошо ограненные кристаллы корунда. Во1фуг же самых мощных тел олигоклазигов (т.е. между ними и породами зоны Зв) располагаются особая лейкократовая разновидность корундсодержащих пород, имеющая повышенное в сравнении с зоной Зв содержание одиночных 1фисталлов корунда крупного размера (>1см).

Корундсодержащие породы 2 типа (в метабазитах) образуют тела линзообразной или более сложной формы. Они крупно- и среднезернистые; характеризуются массивным или сланцеватым строением, отсутствием или весьма малым количеством плагиоклаза при преобладании амфиболов (до 80%), представленных либо кальциевым, либо М§-Бе-амфиболом (ангофиллит-жедритом), либо и тем, и другим. В породах также могут встречаться в разных количествах гранат, биотит, ставролит, кианит, сапфирин, хёгбомит, шпинель, кордиерит и карбонаты. Корунд образуется обычно в виде ксеноморфных зерен (размером 0,1-1 см) или их скоплений. Выделены три корундсодержащих парагенезиса (1 и 2 слагают целиком отдельные породы):

1) Сат+Сгп±С11+8Н-ЩЫ-8р1+Р1 (Дядина гора, Варацкое, Кулежма, Высота 128);

2) Оат+Сгп+СгЬЬСатШ (Дядина гора);

ЗЩ+М^п+Сгп (Дядина гора).

На всех проявлениях наблюдается закономерное распределение пород в пространстве, т.е. зональность. Главной чертой этой зональности является наличие линзообразных тел жедрититов с гигантскими, до 20 см, 1фисталлами 1раната (на Дядиной горе эти кристаллы представляют собой футляры, в которых содержатся реликты примыкающих к жедрититам пород) или хлорититов (с кристаллами граната до 10 см), замещающих жедрититы. На проявлении Дядина гора кулисообразная цепочка этих тел прослежена на сотни метров и слагает "ось" зональности, вокруг которой располагаются другие зоны (рис. 3).

Таблица 2. Зональность корундсодержащих пород в метабазитах.

Зональ- Апогаббровые Осевая зона

ность метаморфиты

с Оаш 1.НЫ+Р1 НЫ Оаш ОесН-Ой+ТзгЬ В1 сы

Оаш НЫ Сгп вп

±Ку,<ЗП ±8^ Сгп, вП или Оес1+8рг Сгп АЛ

без 2. НЬЖЗЛ НЫ-Тэ Те Тэ Тз (Иа-СесН- НЫ

Оаш Ку 8г+Р1 Б^Стп Бр1 Р^+ЗрЬКЗй;

З.НЫ ¿(Эй Сгп+Р! ±<ЗП, ±Н8Ъ, на Варацком)

НяЬ Сгп

Отчетливо выделяются две группы пород (табл. 2). Последовательность пород первой группы по присутствию в них ортоамфибола названа "зональностью с Оаш" (в нее входит и осевая зона жедрититов; пород с Оаш нет только на проявлении Высота 128). Она местами характеризуется симметричным расположением зон относительно тел жедрититов и хлорититов. Вмещающие метабазиты сменяются породами состава НЫ+Оаш (по приближению к осевой зоне количество Оаш увеличивается). В этих породах обычно присутствует кианит, а вблизи зоны жедрититов или в ней самой (на

— [3

Е>

1 А |б

8 в |б

"а Ь -- |8 9

зу ак

со. /

к-3

10 11 12

Рие. 3 Геологическая карта корундового проявления Дядина гора (составили Н.С. Серебряков, А.П. Гладышева, Е.В. Волкова). 1- четвертичные отложнения; 2 - габбронориты; 3 - м/з гранатовые и безгранатовые амфиболиты; 4 - кр/з (Ок-РО-бЛ-НЫ-породы; 5 - кр/з Ку-6г1-НЫ(Т8)-породы ; 6 -те же породы, но с Ст и &1-Р1-псевдоморфозами по Ку; 7 - Ст-Но-ЗрЬЗрг-Оат-Тэ-породы (вне масштаба); 8 - (вф-Ку-НЫ-Оат-породы, Ку-Оат-сланцы; 9 - породы с гигантскими кристаллами 6г1: а - жедритовые (+НЫ-Й-Ку-Сгп-В1), б - хлоритовые (+Ап4, НЫ); 10 - а -кварц-цоизитовые и эпидот-цоизитовые породы, б - цоитизированные породы; 11 - сланцеватость; 12 - разведочные канавы с их номерами.

Дядиной горе) вместо кианита наблюдаются ставролит и корунд.

Последовательность пород второй ipymm по отсутствию в них ортоамфибола названа "зональностью без Оаш" (табл. 2) (в нее не включается зона жедригитов, хотя породы этой зональности также примыкают к телам жедригитов). "Зональность без Оат" не обладает симметрично-правильным расположением пород: обычно одни породы образует участки среди других пород. Вмещающие метабазиты сменяются породой состава Hbl(Ts)+Ky±Grt. Неизмененные участки этой породы встречены на проявлениях Дядина гора и Кулежма. Но обычно в ней кианит на контакте с амфиболом замещен ставролит-плагиоклазовыми симплектитами, вплоть до образования полных ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз (рис. 4а). Ставролит псевдоморфоз обычно отделен от амфибола каймой плагиоклаза. Последний (Апюо) возникает в значительном количестве только в этих породах, причем даже здесь, но на удалении от псевдоморфоз, плагиоклаза в породе практически нет. Среди пород с псевдоморфозами по кианиту появляются участки пород состава Ts+Crn+St±Pl+Grt. Корунд здесь встречается в виде корунд-плагиоклазовых симплекппов в центральных частях ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз по кианиту (рис.4а) и в виде более крупных ксеноморфных зерен или сростков этих зерен. Участки пород с псевдоморфозами по кианиту и с корундом иногда отчетливо приурочены к контакту с телами жедрититов и хлорититов (Кулежма, Варацкое).

На проявлении Дядина гора на самом контакте с гранатовыми жедрититами или в виде реликтов внутри гранатовых футляров в самих жедрититах находится еще одна зона состава Ts+Spl+Hgb±Cm (хёгбомит найден также и на проявлениях Варацкое и Высота 128, но в парагенезисе Ts+Grt+Crn+Hgb). По минералам в данной зоне развиваются жедрит и сапфирин (рис. 46). Далее здесь все минералы здесь замещаются биотитом (±магнезит или доломит), при этом сапфирин, шпинель и хёгбомит обрастаются мелкими кристаллами корунда (рис. 4в,г), вплоть до полного замещения этих минералов. Видимо, одновременно с развитием биотита и карбонатов, внутри гранатовых футляров в жедрититах образуется парагенезис кордиерита и доломита, замещающий как гранат, так и находящиеся в нем все указанные минералы (в первую очередь Ts).

По породам зональности без Оаш широко развиты кварц-эпидот-цоизитовые метасоматиты с ярко выраженной колонкой кислотного выщелачивания. Они образуют тела мощностью до нескольких м, согласно простиранию корундсодержащих пород (рис.3). В пределах чупинской толщи такие метасоматиты известны только на указанных проявлениях пород с корундом. В обобщенном виде их зональность следующая: 0) исходные породы (Cam, Cam+Ky±Grt, Cam+Cm±St+Pl, Cam+Pl±Grt), 1) они же, цоитизированиые (Cam+Zo±Grt±Ky±Crn±SttPl), 2) Zo+Ep, 3) Zo+Qtz, 4) Qtz (в виде линз в зоне 3). Цоизит в зонах 1-3 образует идиоморфные кристаллы (от первых миллиметров до 4 см), в цоизит-эпидотовой породе зоны 2 эти кристаллы находятся внутри среднемелкозернистой массы эпидота. Изредка (на проявлении Кулежма) в зоне 3 вместо цоизита образуется кианит.

Установлены структурная позиция и относительный возраст корундсодержащих пород обоих типов. Коруцдсодержащие породы в гнейсах Хигоостровского проявления и находящиеся в них крупные тела олигоклазитов приурочены к флексурообразной структуре (рис 1); вместе с жилами пегматитов мусковитовой формации, секущими находящееся рядом тело коронитовых габбро, они образуют единую кулисообразную структуру в зоне субширотного сдвига. Такая локализация корундсодержащих пород указывает на их образование не ранее пегматитов (1.9-1.8

Рис. 4 Реакционные взаимоотношения минералов в породах 2 типа (Дядина гора), а - корунд-ставролит-плагиоклазовая псевдоморфоза по кристаллу кианита; между ставролитом и кальциевым амфиболом находится кайма плагиоклаза (без анал.); б - сапфирин-ортоамфиболовая кайма между кальциевым амфиболом и шпинелью (ник.+); штриховыми линиями показаны границы каймы и мономинеральных зон внутри нее; в - нарастание корунда на сапфирин ■ при замещении последнего биотитом (+карбонат) (без анал.; г -нарастание корунда (+рутил) на хёгбомит и шпинель при развитии биотита по кальциевому амфиболу (без анал.). Размер белой полоски 0,25 мм.

0 10 20м

1__I_» I I

Рис. 5 Геологическая карта Варацкого проявления корунда (составили Серебряков Н.С., Волкова Е.В., Корпечков Д.И., Аристов Вс.В.)

1 - лейкократовые Ми-СК2-Р1-гнейсы; 2-3 - зональность 1 типа Сгп-пород:

2 - зона 1В (Ку-ОЬг-В1-СП-НЫ-Р1-порода); 3 - зона 3 (Сгп-ЭЬВЬНЫ-Р!-породы с полными зональными Ст-Зг-Р1-псевдоморфозами по Ку и идиоморфными кристаллами Сгп); 4-6 - зональность 2 типа Сгп-пород: 4 -роговообманковые породы: а- мономинеральные, б - с Ку и вЛ, в • с Ш и £Й-Р1-псевдоморфозами по Ку, г - с вП и Сгп; 5 - Оат-НЫ-породы; 6 -Зр^бгЬРгд-Оат-РЫ-СЫ-породы с гигантскими кристаллами бг!; 12 -разведочные канавы. Остальные обозначения на рис. 1г и 3.

млрд. лет, раннесвекофеннский этап; Гродницкий, 1982, 1998). Наличие в них структур замещения крупных кристаллов кианита (8г-Р1- и Сгп-Б^РЬпсевдоморфозы) говорит о том, что формирование корундсодержащих пород происходило после образования пород с такой разновидностью кианита. Возраст же последних, как и пегматитов, раннесвекофеннский (Гродницкий, 1991, 1998; Сибелев, 1999). Двуслюдяные же плагиогнейсы, контролирующие размещение пегматитов, секутся олигоклазитами. Следовательно, корундсодержащие породы 1 типа и связанные с ним олигоклазиты сформировались позже известных раннесвекофеннских образований и, поэтому их можно отнести только к следующему, позднесвекофенскому этапу (~1,8-1,7 млрд. лет).

Кулисообразную структуру, вытянутую в субмеридиональном направлении и также связанную со сдвигом, образуют тела осевой зоны корундсодержащих пород (гранатовые жедрититы и хлорититы) в метабазитах проявления Дядина гора (рис. 3). Они (как и на проявлении Кулежма) располагаются в краевых частях массивов лерцолит-габброноритового комплекса, имеющего возраст ~2,44 млрд. лет (Слабунов и др., 2001), и, следовательно, являются, по крайней мере, раннепротерозойскими. Явное же секущее положение сдвиговой зоны по отношению к амфиболитам, также развитым в этих краевых частях массивов и имеющих раннесвекофеннский возраст, указывает на то, что образование корундсодержащих пород происходило после этих амфиболитов, т.е. уже в позднесвекофеннский этап.

Таким образом, оба типа корундсодержащих пород приурочены к мелким сдвиговым зонам и имеют позднесвекофеннский возраст (-1,8-1,7 млрд. лет).

Систематически исследован химический состав всех корундсодержащих пород и их минералов. Общим для обоих типов является снижение содержания БЮг в породах зональности от вмещающих пород к центральным зонам (от 52 мае. % в метабазитах и 62 в гнейсах до 29 и 46, соответственно) при увеличении А120з и М§0+Ре0с6щ. При этом в породах 1 типа и в породах зональности с Оаш 2 типа отношение АЬОз^МцО+РеОобщ) практически не меняется. В породах зональности без Оаш тренд изменения состава сначала характеризуется обогащением А120з, но потом вновь приближается к такому же тренду, что и в зональности с Оат (рис.6). В породах 2 типа Дядиной горы, особенно в осевой зоне, возрастает магнезиальность.

Для всех корундсодержащих пород 1 типа (от вмещающих гнейсов через средние зоны к центральной) характерно увеличение содержания 1Ма20, тогда как СаО увеличивается только в породах с амфиболом. В корундсодержащих породах 2 типа в зональности с Оаш СаО и Ка20 уменьшаются; в породах зональности без Оаш №20 также уменьшается, а СаО мало меняется или немного увеличивается. В осевой зоне жедрититов, при развитии биотита, возрастает К20.

В породах как 1 типа, так и 2 типа в зональности без Оаш, заметно возрастает содержание ТЮ2 (1-4 мае. %), по сравнению с вмещающими породами (гнейсами и метабазитами) и с породами зональности с Оаш (<1 мае. %). В корундсодержащих породах Хитоострова также больше, чем в кианитовых гнейсах, Сг205 (370-540 ррш); в породах 2 типа его содержание близко к уровню вмещающих габброноритов (7001300 ррш), редко ниже (на Варацком до 400 ррш).

Особенности химического состава минералов корундсодержащих пород приведены в табл. 3.

Mg+Fe2+Fe3

Рис. 6 Вариации состава пород в зональностях 1 и 2 типов. Стрелками указано направление изменения состава от внешних зон к центральным (в типе 2 - для зональностей с Оат и без Оат).

Первый тип: 1 -• Ky-Grt-Bt-плагиогнейсы; 2 - породы зоны 1; 3-4 - породы зоны 2 (Хитоостров и Варацкое, соответственно); 5-6 - породы зоны Зв (то же); 7 - безамфиболовые породы с корундом (Хитоостров); 8 -олигоклазиты. Второй тип: 9-10 - габбронориты и амфиболиты по ним (Дядина гора и Варацкое, соответственно); 11-12 - двуамфиболовые породы (d-Ky; то же); 13 - Cam+Grt+Ky (Дядина гора); 14-15 -Cam+Crn+St+Grt (Дядина гора и Варацкое, соответственно); 16-17 -гранатовые хлорититы (iGed, Bt, Cam; то же). 18 - область составов пород всех основных и ультраосновных магматических комплексов Беломорья и метаморфитов, с ними связанных (Степанов, 1981; Степанов, Слабунов, 1989; Салье и др., 1985).

Таблица 3. Химический состав минералов корундсодержащнх и вмещающих их пород.

Ку-СгЧ-Ш-магиогненсы Корундсодержащпе породы метабазиты

Тип 1 Тип 2 без Оат Тип 2 с Оат

вп ХМв=0,20-0.25 Хса=0.06-0.11 ХМе до 0.28-0.40 Хса=0.05-0.11 (в зоне 2: 0.08-0.21 до 0.33; в оли-гоклазитах 0.07-0.18) ХМв=0,36-0,50 Хса=0,15-0,18 (на Варацком 0,29-0,33) ХМв=0,39-0,66 Хса=0,10-0,13 ХМб=0,35-0,43 Хс„=0,12-0,14

вг ХМе=0,59-0,63 (ЗёрИ+ЕазО >50% ХМб=0,б9-0,77 (8<1р11+Еаз1)>50% Хм8=0,79-0,86 (БёрЬ+ЕазО >50% ХМе=0,70-0,72 (БёрЬ+Еав!) <50%

Р1 Ап28-зз Ап27.з1 (зона 2: АП40.50) з олигоклазитах: Ап 19.23 Апюо АП3040

в! — ХМс=0.32-0.38 ХМЕ=0,42-0,51 ХМе=0,37-0,40 —

Саш Рг§: Ыа до 0.91 ф.е. (ЪТал до 0.62) Хмп=0.б9-0.72 Те (реже НЫ) ХМб=0.71-0.94 НЫ ХМв=0.77-0.92 НЫ ХМв=0,79-0,85

Оаш Иа-Оес!: № до 0.91 ф.е. (№л до 0.77) АГ=2.25-2.47 ХМ[,=0.64-0.65 от АЙ1 до Бес! ХМ8=0,69-0.87

СЫ — — ~ шериданит Хмв=0.85

Бр! — ХмЕ=0,44-0,54 — —

ЩЬ — — ХМе=0,40-0,57 —

врг — — ВысокоА1 ХМв=0,85-0,87

СМ — — — ¡ХМе=0,83-0,86 —

Оо1 — — — ХМй=0,83-0,92

Ар Р-апатит Р-апатит

Все М§-Ре-минералы корундсодержащнх пород (фанат, кальциевые и ортоамфиболы, ставролит и биотит) обычно более магнезиальны, чем те же минералы из вмещающих пород. При этом самыми магнезиальными являются минералы из пород 2 типа (особенно на проявлении Дядина гора, где встречены сапфирин и кордиерит). Плагиоклаз в породах 2 типа (преимущественно в 81>Р1-псевдоморфозах по кианиту) является практически чистым анортитом, тогда как из таких же псевдоморфоз пород 1 типа - андезин-лабрадор, а в основной массе породы до олигокпаза. Внутри этих псевдоморфоз в обоих типах пород состав плагиоклаза практически не меняется.

На Варацком проявлении, где представлены оба типа, происходит обогащение пород 1 типа СаО, а пород 2 типа На20. При этом жедрититы во 2 типе слагаются натриевым малокремниевым жедритом (Нао5Щ=0,б9-0,80; №л=0,57-0,61 ф.е.); с ним в ассоциации и в породах со вЯ^-псевдоморфозами по Ку из зональности без Оат появляется паргасит, а в этих псевдоморфозах вместо анортита наблюдается андезин (Апз7). В породах же с корундом 1 типа кальциевый амфибол и плагиоклаз, наоборот, являются более кальциевыми, чем в тех же породах на Хитоострове.

Олигоклазиты внутри пород 1 типа по составу соответствуют практически чистому слагающему их плагиоклазу Ап-м- На Хитоострове при переходе от корундсодержащих пород к находащимся в них линзам или прослоям олигоклазитов разного размера (от первых см до первых м) на контакте происходит скачкообразное уменьшение кальциевости плагиоклаза на 5-10% Ал.

Т.к. корунд на всех проявлениях 1 типа появляется в псевдоморфозах по кианиту, проведен анализ парагенезисов с кианитом и его реакционных взаимоотношений с другими минералами в породах зональности этого типа.

Во вмещающих кианитовых плагиогнейсах кианит равновесен со всеми минералами (Pl+Bt+Grt+Qtz+Ky). В средних же зонах (табл.1) наблюдаются реакции с его участием, с последовательным уменьшением парагенезисов кианита, вплоть до полного исчезновения по мере приближения к корундсодержащим породам (см. рис.7а):

- в зоне 1В кианит равновесен со всеми минералами (Pl+Cam+Grt+Bt+Qtz+Ky), но в некоторых участках этой зоны происходит его реакция с кварцем, с образованием плагиоклазовой каймы между ними (рис.2а):

(1) 4,13 Ку + 9,63Qtz + 2,75СаО + l,38Na20 = J,J Plso,

и в таком случае в этих участках породы образуются два парагенезиса: Pl+Cam+Grt+Bt+Ky и Pl+Cam+Grt+Bt+Qtz.

- в зонах 1а. 2 и За на контакте со всеми Mg-Fe-минералами породы (Bt, Grt, Саш и Na-Ged) кианит замещается ставролит-плагиоклазовыми симплектитами, вплоть до образования полных псевдоморфоз (рис.2б):

(2) 46,82Ку + 9,23 Bt + 3,74 СаО + 3,86Na20 = 12,47Pl¡o + 10,37St + 3,74 К20 + 4,04 Н20

(3) 46.50 Ку + 9.23 Grt + 4.39 Na20 + 5.31 Н20 = 12.55 Pl30 + 10.62 St+0.39 СаО

(4) 74.95 Ку + 9.23 Сат + 4.91 Na20 = 25.11 Pl30 + 16.4 St + 5.84 СаО + 1.03 Н20 и

(5) 98,34 Ку + 9,23 Na-Ged + 7,66 СаО + 5,30 Na20 + 1,76 Н20 = 25,55 Р130 + 21,98 St Это замещение может происходить только при участии (привносе или выносе) Na и Са. Наиболее глиноземистая фаза, ставролит, образуется в пределах замещенного кристалла кианита, тогда как плагиоклаз, кроме формирования симплектитов со St, еще обычно образует собственную кайму В01фуг псевдоморфоз. В зоне 1а в результате указанных реакций образовались парагенезисы Pl+Bt+Grt+St и Ky+St+Pl, а в зонах 2 и За парагенезисы Pl+Cam+Grt+Bt+St (±Na-Ged в зоне За Хитоострова) и Ky+St+Pl.

- в зоне За кианит окончательно замещается корунд-плагиоклазовыми симплектитами (внутри зональных корунд-ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз; рис.2в) по реакции:

(6) 1.36 Ку + 0.18 Na20 + 0.15 СаО = 0.50 Р130 + ЮЗ Ст.

- образование следующих зон Зб.в характеризуется укрупнением продуктов реакций замещения кианита (ставролита и корунда) в местах наибольшей переработки исходной породы.

Как видно на диаграмме Inas¡02 - (lnútMgo+ lnc^o) (рис.7б), при образовании ставролита по кианиту (связанному с диффузией (Mg, Fe) со стороны окружающей породы) возможны два пути перехода из поля кианита в поле ставролита при повышении úf(MbFe)o: 1) с непосредственным пересечением кривой равновесия Ky<->St и 2) при более низкой активности Si02, с пересечением сначала кривой Ку<->Сгп, а затем Ky<-+St, т.е. через поле корунда, что воспроизводит порядок зон в корунд-

Мд+Ре2++Рез+

йЫагО.СаО.НгО.СОг

Ст

о; »г 7п - -, п,-, тъ-ра* л .у . « м ' » ' ■ , 1 1 0

01оСИгю го^зор! 40 50 б0Ку70 во 90 юо А1

б)

. 1паЗЮг

Ьа,

(Мд,яе)0

Рис. 7. а - Распад парагенезисов Ку с другими минералами при переходе от зоны 0 к зоне За в зональности корундсодержащих пород 1 типа (цифра в кружке - номер зоны - располагается на конноде, соединяющей минералы, находящиеся в равновесии в данной зоне), б - образование ставролит- и корунд-ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз по кианиту в результате диффузии (Мд,Ре)0 из окружающих пород внутрь кристалла кианита (для простоты плагиоклаз считается избыточной фазой). Для зон 2 и За указан гипотетический тренд диффузии (Мд,Ре)0 при разной активности 3102.

ставролит-плагиоклазовых псевдоморфозах. Таким образом, появление зональных псевдоморфоз по кианиту связано с более низкой активностью кремнезема в зоне За по сравнению с предыдущими зонами. Это согласуется с более низким содержанием кремнезема в породах с корундом по сравнению с породами зоны 2.

На контакте вмещающих кианитовых гнейсов с зоной I не были встречены реакционные взаимоотношения кварца и кианита, отвечающие реакции (1). Но, возможно, что переход между этими породами также связан с этой реакций. Данная реакция, как и все остальные (2-6), является неизохимической и идет вправо при увеличении активности натрия, а также и кальция (как в большинстве реакций). Это согласуется с тем, что от кианитовых гнейсов к корундсодержащим породам (и на Варацком, и на Хитоострове) возрастает содержание этих компонентов, а также уменьшается содержание 8Ю2. С увеличением № и Са, видимо, связано и появление в породах амфибола вместо биотита на контакте зон 1а и 2 (хотя реакционных взаимоотношений между этими минералами также не наблюдается).

Судя по вариациям составов минералов, при переходе от зон 2 (и 1В) к породам зоны Зв происходило возрастание а^до и отношения гс/Ясао и снижение а см- Так, на Хитоострове увеличивается натриевость кальциевых амфиболов, снижается кальциевость плагиоклаза и граната. Более того, именно в породах зон За-Зв появляется жедрит (неустойчивый при повышенной АГсаоХ с весьма высоким содержанием натрия (до 0,9 ф.е.). Породы Варацкого формировались при большей йгСао-' жедрит отсутствует; гранат (только в зоне 2), плагиоклаз и кальциевый амфибол характеризуются более высокой кальциевостыо, но и здесь от зоны 2 к зоне За-в натриевость последнего отчетливо повышается.

В зональности с Оагп корундсодержащих пород 2 типа смена парагенезисов хорошо соответствует изменению составов пород от вмещающих метабазитов к телам гранатовых жедрититов или хлорититов (рис.8а). Уменьшение и Са при сохранении практически постоянного отношения А1/(М§+РеоБщ) в породах привело к замещению парагенезиса НЬ1+Сг1(±Р1,С>12) парагенезисами с Оаш, которые по мере приближения к жедрититам сменялись в порядке: Оаш+Ку —> Оаш+Б! -> Оаш+Сгп —► Оат+вП —» Оат (хотя кальциевый амфибол в малых количествах всегда остается в породе). На Варацком замещение граната внутри жедрититов преимущественно связано с повышением активности На:

(7) 14,57 вП + 2,78N020 + 7,56Н20 + 0,22 СаО = 4,41 Ш-вей + 3,15 Ргё + 1,42 8р1

Магнезиальность Оаш и Саш к осевой зоне увеличивается, что говорит о повышении активности магния в процессе преобразования пород.

В породах зональности без Оаш. также в соответствии с изменением состава пород по мере приближения к зоне жедрититов (снижение содержания кремния и возрастание сначала алюминия, а потом и М§+Реобщ), парагенезис НЫ+ОП(±Р1,<312:) сменяется парагенезисами Саш с высокоглиноземистыми минералами в порядке: Саш+КугШЛ -> Сат+БЬШй -> СатШ+СпьЬСМ -»Сат+СгаЫЗП -> Сага+8р1+Сгп -> Сат+БрМ^Ь (рис. 86). Магнезиальность Сат к осевой зоне возрастает. Часто переход от парагенезиса с Ку к парагенезису с Б! и с Сгп происходит через образование БЪ-РЬпсевдоморфоз по Ку, часто с Сгп-Р1-симплектитами внутри:

(8) 54,87 Ку + 4,30 Сат +18,45 СаО = 26,80 Р1т + 7,5431 + 0,80 Ш20 + 0,53Н20

(9) Ку + СаО = Р1т + Сгп.

Концентрация Са внутри этой зональности не уменьшается, и может даже увеличиваться, как видно из реакций (8-9). Однако на контакте с зоной жедрититов она'резко падает. Поэтому здесь парагенезис Сат+БрЬЖ^Ь замещается Оат+Брг с

ИЫагО.СаО.НгО.СОг 50

0 10 20 30

40 50 60 Мд+Ре2+РеЗ

70 80 90 100

ПМаАСаО.НгО.СОг 50

Рис. 8 Смена минеральных парагенезисов в породах 2 типа, а - в зональности с Оат; б - в зональности без Оат. Стрелками указаны тренды изменения состава пород в зональностях (в (б) для сравнения приведен тренд из (а) - штриховая стрелка). Крестиками приблизительно указан состав зон. Штриховыми и штрих-пунктирными линиями указаны конноды парагенезисов, находящихся в реакционных взаимоотношениях с парагенезисами зональности. Парагенезис Оат с Брг встречен только на Дядиной горе.

выносом кальция, но с прнвносом магния:

(10) 17,33 Сат + 1,70 Spl + 22,92 MgO = 16,12 Оат + 3,44 Spr + 32,23 СаО + 1,23 Na20 +1,22 H20

Здесь же образуются гигантские кристаллы граната, включающие в себя реликты Cam+Spl+Hgb±Crn.

Далее, при явном привносе калия, жедрит осевой зоны замещается биотитом. Это местами сопровождается увеличением активности С02) что вызывает замещение Oam+Spr парагенезисом Bt+Mgn, при этом один Spr может замещаться Bt+Cm±Mgn:

(11) 2,73 Spr + 23,44 Оат + 30,52 Н20 + 21,05 К20 + 3,44 С02 = 53,97Bt + 3,44 Mgn

(12) 5,72 Spr + 2,82 H20 + 1,10 K20 + 12,69 C02 = 23,44 Crn + 2,82 Bt + 12,69 Mgn Внутри же футляров граната реликты Cam+Spl+Hgb±Spr замещаются

парагенезисом Bt+Crn(±Rt) (с выносом СаО):

(13) 44,39 Сат + 10,00 Spl + 37,83 К20 + 52,61 Н20 = 97BÍ+ 57,70 Сгп + 82,56 СаО + 4,92 Na20

(14) 33,63 Сат + 10,00 Hgb + 28,66 К20 + 39,87 Н20 = 73,5 Bt + 60,15 Crn + 13,40 Rt + 62,56 СаО + 3,72 Na20

(15) 12,69 Сат + 10,00 Spr + 12,74 K20 + 19,97H20 = 32,66 Bt+ 36,55 Crn + 23,60 СаО +1,16 Na20;

а при повышении активности СОг- Crd+Dol±Cumm+Ilm:

(16) 28,21 Ts + 4,01 С02 = 18,76 Crd + 2,01 Dol + 10,68 Ситт + 47,57 СаО + 6,21 Na20 +17,53 Н20

Таким образом, анализ минеральных парагенезисов пород 2 типа показывает, что корунд образуется внутри обоих типов выявленной зональности по мере приближения к центральной зоне жедрититов при смене парагенезисов с кианитом (часто путем непосредственного замещения кианита), а также при дальнейшем преобразовании (биотитизация и карбонатизация) зоны жедрититов и заключенных в них футляров граната с реликтами пород предыдущих зон, путем замещения шпинели, хёгбомита и сапфирина.

С помощью Grt-Hbl, Grt-St, Grt-Bt и Grí-CW-геотермометров (программа GeoPath 1.2, Gerya, Perchuk, 1992) была оценена температура образования корундсодержащих пород обоих типов. В 1 типе для составов центральных частей зерен граната и амфибола (в зонах 2-Зв Хитоострова и в зоне 2 Варацкого) получены температуры -680-730° С. Центры граната и ставролита в зоне Зв дают нереально высокие температуры (>800°), что говорит об их неравновесии. Для краев зерен значения температуры: ~640-б80° С для пар Grt-Hbl и ~600-бб0° С для пар Grt-St (только в зоне Зв). Значения температур по (//-¿-^-термометру: -600-630° С для центров зерен и <600° С для их краев. Однако биотит практически всегда хлоритизирован, и минимальные значения температур, видимо, связаны с хлоритизацией. Определение температур непосредственно по Grt-Chl-парам дают к этому близкие значения 560-610° С и ниже.

Температура образования олигоклазитов Хитоострова определялась по Grt-Bt-термометру, 630-650° С.

Среди значений температур, полученных для пород 2 типа по парам Hbl-Grt, выделяются две группы: 615-680° С и 540-585° С. Первая группа относится к двуамфиболовым сланцам с кианитом или ставролитом (±Grt) (Дядина гора), к породам Cam+Cm+Grt и Cam+Grt со St-Pl-псевдоморфозами по кианиту (Дядина гора, Варацкое, также и по Sí-Grí-TepMOMerpy), к реликтам пород Cam+Crn+Spl±Hgb

внутри гранатовых футляров в жедрититах (Дядина гора) и к самим гранатовым жедрититам (+Сат) (Дядина гора, Варацкое). Близкие значения температур для Ку-двуамфиболовых сланцев Кулежмы (630° С, также с помощью Hbl-Grt-термометра) получены B.C. Степановым (1981). Вторая группа относится к некоторым образцам пород Cam+Grt+Ky и пород со St-Pl-псевдоморфозами по киатпу из проявления Дядина гора. Последние сильно цоизитизированы, и эти температуры отвечают, скорее всего, более позднему процессу цоизитизации, т.к. изменению в этих породах подвергается, прежде всего, кальциевый амфибол (и плагиоклаз). Температуры же, полученные по St-Grt из этих же пород, имеют значение -685° С, что близко к первой группе. Температура образования гранатовых хлорититов (+Саш, Ath), замещающих жедрититы, определенная по парам Hbl-Grt и Chl-Grt, составляет 590-615° С.

Ортоамфиболы из двуамфиболовых сланцев (±Ку, St, Crn) проявления Дядина гора характеризуются иризацией, т.е. интерференцией света на границах фаз распада твердого раствора. Следовательно, они образовались в гиперсольвусных условиях и, имея состав, соответствующий практически всей области несмесимости в ряду антофиллит-жедрит, с понижением температуры претерпели распад. Согласно (Spear, Rumble, 1986) при давлении 6-8 кбар пик ортоамфиболового сольвуса отвечает температуре 610-620° С для амфиболов с Хм8~0,5-0,7. Распавшиеся ортоамфиболы Дядиной горы более магнезиальны (XMg~0,75-0,8) и поэтому, согласно (Robinson et al, 1982; Smelik, Vehlen, 1993), пик сольвуса должен находиться при более низких температурах, но, видимо, не ниже 600° С. Таким образом, породы, содержащие иризирующий ортоамфибол, образовались при температуре >600° С, что согласуется с полученными определениями по минеральным геотермометрам.

Из-за отсутствия геобарометров, пригодных дня изучаемых корундсодержащих пород, нижнюю границу по давлению можно определить лишь по положению линии реакции Ky«-+Sil (Holdaway, Mukhopadhyay, 1993). Т.к. в породах имеются многочисленные крупные реликты кианита, без следов развития по ним силлиманита, то эти породы в процессе своего образования находились в поле стабильности кианита. Следовательно, в соответствии с температурами ~600-700° С формирование корундсодержащих пород обоих типов проходило при давлении ~6-8 кбар. Более же низким температурам (<600° С) протекания последующих процессов (хлоритизации и образования кварц-эпидот-цоизитовых пород) должны соответствовать и более низкие давления (<6 кбар). Приблизительно оценить верхний предел давления образования корундсодержащих пород можно из РТ-параметров образования вмещающих гнейсов и амфиболитов раннесвекофеннского этапа. Приуроченность корундсодержащих пород к локальным сдвиговым зонам делает маловероятным повышение давления в процессе их образования. Т.е. давление, при котором они формировались, должно быть примерно таким же (или меньшим), под каким находились вмещающие гнейсы и амфиболиты на момент образования пород с корундом. Эти значения также составляют ~6-8 кбар.

Приведенные выше определения РТ-параметров показывают, что корундсодержащие породы начали формироваться при температурах ~650-700° С. Температура же вмещающих пород (например, мусковитизированных кианитовых гнейсов), ранее сформированных, была не выше 580-600° С. Это показывает, что породы с корундом образовались не на регрессивной стадии метаморфизма амфиболитовой фации, как это предполагалось некоторыми исследователями (Другова, 1999), а на новом этапе, что согласуется с установленным их позднесвекофеннским возрастом. Возрастание температуры может объясняться

преобразованием пород высокотемпературными флюидами, прогревающими окружающие породы вдоль локальных сдвиговых зон.

Основным вопросом генезиса корундсодержащих пород чупинской толщи является причина снижения содержание ¿Ю^ внутри выделенной зональности в обоих типах этих пород. Появление пород, резко недосыщенных 1фемнеземом, может быть объяснено либо изначально низким содержанием Б Юг в исходных породах, которые потом претерпели метаморфизм в относительно изохимических условиях и преобразовались в корундсодержащие породы, либо выносом кремнезема уже из метаморфических пород в результате метасоматических процессов.

Для корундсодержащих пород в метабазитах генезис наиболее очевиден. Эти породы по своему составу сильно отличаются от всех известных в Беломорье основных и ультраосновных магматических пород (от перидотитов до анортозитов) и метаморфитов, развитых по ним (данные из: Степанов, 1981; Салье и др., 1985; Степанов, Слабунов, 1989; см. рис. 6). Относительно основных пород они характеризуются значительно более низким содержанием Б Юг (и СаО в зональности с Оаш) и более высокими А1г03, М§0+Рео6щ и магнезиальностыо. Биотитизированные жедрититы также имеют повышенное содержание К20. Нахождение этих пород непосредственно внутри массивов комплекса лерцолит-габброноритов свидетельствует о том, что корундсодержащие породы 2 типа образовались именно по этому субстрату. Все это указывает на отчетливо неизохимический характер изменения метабазитов, что может объясняться только метасоматизмом.

В отношении корундсодержащих пород среди гнейсов выбор генетической модели намного сложнее, т.к. можно предположить существование таких осадочных пород, состав которых изначально характеризуется низким содержанием кремнезема при высокой глиноземистости. Поэтому надо рассмотреть более четкие признаки метаморфического или метасоматического генезиса.

Сложная морфология тел корундсодержащих пород и нерезкие литологические границы с вмещающими гнейсами могут возникнуть как при метаморфизме, так и при метасоматизме, особенно внутри сильно дислоцированных толщ, и поэтому эти особенности не могут'указать на определенную модель генезиса.

В пользу метаморфического образования корундсодержащих пород говорит многоминеральность их парагенезисов и, вследствие этого, отсутствие теоретически "правильной" метасоматической зональности. Изменение же минерального и химического состава пород внутри выделенной зональности могло быть обусловлено локальной первичной неоднородностью протолита, при которой породы с большим содержанием и с меньшим содержанием А1, Са и Иа (протолиг вмещающих кианитовых гнейсов) постепенно сменялись бы породами, более богатыми А1, Са и Иа и обедненными 81. Такие вариации состава протолита вряд ли могли быть вызваны осадочной дифференциацией, но их можно получить смешением разных осадков. Однако, в таком случае, непонятна повторяемость этой первичной локальной неоднородности состава субстрата во многих местах, удаленных друг от друга на многие километры.

В пользу метасоматического образования корундсодержащих пород свидетельствуют следующие факты. Во-первых, внутри выявленной на всех проявлениях зональности наблюдаются неизохимические минеральные реакции, которые имеют единую направленность, согласующуюся с общим изменением валового состава породы, т.е. с увеличением содержания №гО и СаО и уменьшением

Si02> а также с возрастанием натриевости и кальциевости минералов. Это -образование в самой внешней, еще кварцсодержащей, зоне 1В (проявление Варацкое; табл. 1) реакционной плагиоклазовой каймы между кианитом и кварцем, что согласно реакции (1) обусловлено повышением активности натрия и кальция. В следующих, уже бескварцевых зонах 1а-3а этим же вызвано и замещение кианита с образованием сначала ставролит-плагиоклазовых, а потом и корунд-ллагиоклазовых симплектитов. Также возрастанием активности Na и Ca объясняется и смена безамфиболовых пород (зоны 1-1а) амфиболсодержащими (2-Зв): биотит замещается Na-Са-амфиболом. Реакционные взаимоотношения между этими минералами на границе зон отсутствуют, однако при температурах ~650° С и при прогрессивном характере процесса они могут и не наблюдаться. Аналогичная картина описана (Lopez Sanchez-Vizcaino&Soto, 2002) внутри бесспорной биметасоматической зональности между мегапелитом и мрамором при температуре 700° С: зона с биотитом по резкой границе сменяется зоной с амфиболом без реакционных взаимоотношений между минералами.

Во-вторых, изменение химического и минерального состава пород внутри зональности сопровождается увеличением степени преобразования этих пород (от кианитовых к корундсодержащим) и в структурном плане, что указывает на возрастание интенсивности флюидной проработки. Это четко прослеживается по характеру замещения кианита и по смене разных морфологических разновидностей новообразованных корунда и ставролита от краевых частей тел корундсодержащих пород к центральным. Наиболее проработаны корундсодержащие породы в центральной зоне Зв, где исчезают псевдоморфозы по кристаллам кианита и образуются крупные кристаллы корунда и ставролита.

В-третьих, корундсодержащие породы приурочены к структурам, секущим вмещающие гнейсы и являющимся проницаемыми для флюида; в случае, например, Хитоостровского проявления - это кулисообразная структура в зоне сдвига.

В-четвертых, на метасоматический генезис пород с корундом косвенно указывает формирование олигоклазитов, наиболее крупные тела которых залегают среди зоны Зв. Морфология тел олигоклазитов, характер контакта, зависимость их минерального состава от вмещающих пород и наличие в некоторых местах промежуточной лейкократовой породы между олигоклазигами и зоной Зв определенно указывают на их метасоматический генезис. Определяющая роль натрия в процессе образования олигоклазитов и их преимущественная приуроченность к максимально проработанной зоне, где находятся породы с крупными кристаллами корунда (зона Зв), говорят о том, что формирование олигоклазитов могло являться завершающим этапом метасоматического образования корундсодержащих пород.

В-пятых, совместное нахождение обоих типов корундсодержащих пород в контактирующих кианитовых гнейсах и метабазитах (Варацкое и Высота 128) при единой тенденции изменения состава (снижение содержания кремнезема) также косвенно свидетельствует о метасоматическом образовании пород с корундом в гнейсах, поскольку корундсодержащие породы в метабазитах образовались при метасоматизме.

Сопоставляя приведенные выше аргументы, автор склоняется в пользу метасоматического генезиса корундсодержащих пород 1 типа.

породах с различными концентрациями БЮ* является щелочной метасоматизм, связанный с воздействием флюида, сильно ненасыщенного кремнеземом. В 1 типе этот метасоматизм сопровождается привносом №20 и СаО, а во 2 типе — привносом М|*0, но совместно с выносом СаО (в центральных зонах при биотиггизации также привносится К20). Натрий также может привноситься в породы 2 типа на тех проявлениях, где встречаются сразу два типа (Варацкое). Обязательная смена пород 2 типа кварц-эпидот-цоизитовыми кислотными метасоматигами указывает но то, что образование корундсодержащих пород относится к ранней щелочной стадии, согласно модели эволюции кислотности-щелочности растворов, предложенной Д.С. Коржинским.

В олигоклазитах среди корундсодержащих пород в гнейсах найден фтор-апатит, что указывает на повышенную фтористость флюида, видимо, как при образовании олигоклазитов, так и при формировании самих корундсодержащих пород. Именно наличие во флюиде натрий-фтористых комплексов может обеспечивать достаточную растворимость глинозема для роста 1фупных кристаллов корунда.

Сравнение полученных результатов изучения корундсодержащих пород с данными экспериментального моделирования щелочного метасоматизма (Зарайский, 1989) и с данными по классическим природным щелочным метасоматитам показывает их определенное сходство. Так, в экспериментах и на основе термодинамических расчетов показано, что возрастание щелочности в ненасыщенных по кремнезему растворах приводит к уменьшению активности 8Ю2 и, соответственно, к его выносу. При этом А1, и Бе часто остаются инертными во всей зональности (Зарайский,1989). Как было показано выше, подобное поведение компонентов является характерным для корундсодержащих пород, по крайней мер, 1 типа. Также в эксперименте получено, что для щелочных метасоматитов, в отличие от кислотных, характерна относительная многоминеральность (3 и 4 фазы) тыловых зон колонок. Аналогичная многоминеральность наблюдается и в породах с корундом, и это не является свидетельством против метасоматического генезиса данных пород.

В какой-то мере предлагаемая модель образования корундсодержащих пород аналогична классической фенитизации силикатных пород, наблюдаемой в природе (Могс^ап, 1989; Бардина, Попов, 1994; Метасоматизм и метасоматические..., 1998). При этом процессе (кроме привноса Ыа20 или К20) происходит вынос 8Ю2 как из кислых, так и основных пород (Расс и др., 2003), что иногда приводит к образованию корунда (Сергеев, 1966; Шлюкова, 1986). СаО может выноситься из пород, богатых этим компонентом, и привноситься в бедные им породы; также часто привносится ТЮ2. Зональность фешггов, образованных по гнейсам, похожа на описанную в данной работе зональность пород 1 типа. В фенитах также в первую очередь исчезает кварц, а биотит замещается амфиболом (Сергеев, 1966; Щелочно-карбонатитовые..., 1997). Возможно, что олигоклазиты, приуроченные к корундсодержащим породам 1 типа, являются аналогами полевошпатовых метасоматитов, часто пространственно связанных с фенитами, но образующихся на более поздней стадии метасоматизма. При формировании последних, также как и в отношении олигоклазитов, привносится 8Ю2 и выносится СаО, МйО и РеоСщ (Бардина, Попов, 1994).

Так, согласно расчетам минеральных равновесий в системе Na20-Al203-Si02-H20-HCl-(NaOH) (Зарайский, 1989) при Т>500° С и рН2о=1 кбар (SNaCl=l,0 m), достаточно узкое поле с корундом (АЬ+Сгп) появляется в относительно нейтральных условиях, практически на границе, отделяющей щелочные от кислотных метасоматитов. С повышением же щелочности Ab+Crn должен смениться уже Ne+Ab.

Источником необходимых для образования корундсодержащих пород флюидов могли стать щелочные магмы. В зоне сочленения Беломорского пояса с Карельским кратоном в массивах Елетьозерский и Тикшеозерский известны нефелиновые сиениты и карбонатиты (Glebovitsky, 1997). Возраст Тикшеозерского массива определен в 1850, а связанных с ним метасоматитов - 1750-1770 млн. лет (Беляцкий и др., 2000), т.е. весьма близкий к предполагаемому возрасту корундсодержащих пород. В центральных частях Беломорского пояса (т.е. в чупинской толще), в условиях проницаемости, недостаточной для подъема магм, крупные щелочные массивы неизвестны. Однако существующие здесь локальные сдвиговые зоны могли быть достаточными для подъема флюида, отделившегося от этих щелочных магм.

Список работ, опубликованных по теме диссертации

1. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. О взаимоотношении амфиболитов и «полосчатых» кианит- и корундсодержащих пород Хитостровского проявления корунда // Проблемы магматической и метаморфической петрологии: Тез. докл. на IX научных чтениях памяти проф. И.Ф. Трусовой. - М.: 1999. - С. 45-46

2. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Об образовании хитостровского проявления корунда в Карелии // Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Международный Симпозиум, посвященный 100-летию Д.С. Коржинского: Тез. докл. - М.: 1999. - С. 116-117.

3. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Корунд-ставролит-плагиоклазовые псевдоморфозы по кианиту Хитостровского проявления корунда Северной Карелии. // Геология и геоэкология Фенноскандии, северо-запада и центра России: Материалы XI молодежной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. - Петрозаводск, 2000. - С. 135-138.

4. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В., Волкова Е.В. Натровый жедрит в Хитостровском проявление корунда Северной Карелии // Геология и геоэкология Фенноскандии, северо-запада и центра России: Материалы XI молодежной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. - Петрозаводск, 2000.-С. 138-139.

5. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Метасоматическая зональность Хитостровского проявления корунда (Северная Карелия). // Петрография на рубеже XXI века: Итоги и перспективы: Материалы Второго Всероссийского петрографического совещания. - Сыктывкар: "Геопринт", 2000. - Т. 2. - С. 208-211.

6. Серебряков Н.С., Гладышева А.П., Аристов Вс.В. Гранный микрорельеф кристаллов корунда (Хитостровское корундовое проявление, Карелия) // Изв. Вузов: Геология и разведка. - М.: 2001. - № 2 - С. 30-35.

7. Серебряков Н.С., Гладышева А.П., Терехов E.H. Плагиоклазиты корундовых проявлений Северной Карелии: Хитостров, Варацкое // Геология и геоэкология Фенноскандинавского щита, Восточно-Европейской платформы и их обрамления: Матер. XII молод, конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. -СПб: 2001.-С. 28-30.

8. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В., Гладышева А.П., Волкова Е.В. Типы

корундовой минерализации в породах чупинской толщи беломорского комплекса (Северная Карелия) // Геология и геоэкология: исследования молодых. Матер. ХШ молод, конфер., посвященной памяти К.О. Кратца: в 2 т. — Апатиты, 2002.-T. 1.-С. 118-121.

9. Серебряков Н.С. Метасоматизм габбро-норитов корундового проявления Дядина гора: образование иризирующего ромбического амфибола // Геология и геоэкология: исследования молодых. Матер. ХШ молод, конфер., посвященной памяти К.О. Кратца: в 2 т. - Апатита, 2002. - Т. 1. - С. 91-92.

10. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Геолого-петрологические закономерности размещения корундсодержащих метасоматитов чупинской толщи беломорского комплекса // Геология и геоэкология северо-запада России. Матер. XIV молод, конфер., посвященной памяти К.О. Кратца. - Петрозаводск, 2003. - С. 92-94.

11. Серебряков Н.С., Русинов B.JI. Высокотемпературный высокобарный кальций-натриевый метасоматизм и корундообразование в докембрийском Беломорском подвижном поясе (Карелия) // ДАН, 2004. - Т. 395. - № 4. - С. 529-533.

12. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Условия локализации проявлений коллекционного корунда в породах чупинской толщи беломорского комплекса в Северной Карелии // Изв. Вузов: Геология и разведка. - М.: 2004. - № 4. - С. 3642.

13. Серебряков Н.С. Новая находка кордиерита в породах беломорского комплекса (Дядиногорское проявление корунда, Лоухский р-он Карелии) // Геология и геоэкология Европейской России и сопредельных территорий: Матер. XV молод, конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. - СПб, 2004. - С. 149-150.

14. Serebryakov N.S., Rusinov V.L. High-temperature and high-pressure Ca-Na-metasomatism and corundum formation in the Precambrian Belomorian Belt (Russia) // 32nd IGC Florence 2004: Abstracts. Part 1. P. 156-157.

Подписано в печать 18.11.2004 Формат 60x88 1/16. Объем 2.0 усл.п.л.

Тираж 120 экз. Заказ № 193 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119992 г.Москва, Ленинские горы, д.1 Главное здание МГУ, к. 102

РНБ Русский фонд

2007-4 14392

hù* ж

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Серебряков, Николай Станиславович

Введение.

Глава 1. Проблема генезиса корундсодержащих пород.

Глава 2. Краткий обзор геологического строения района.

Глава 3. Петрографическое описание корундсодержащих пород.

3.1. Хитоостров.

3.2. Дядина гора.

3.3. Варацкое.

3.3.1. Корунд со держащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах.

3.3.2. Корунд содержащие породы в метабазитах.

3.4. Кулежма.

3.5. Высота 128.

3.5.1. Корунд содержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах.

3.5.2. Корундсодержащие породы в метабазитах.

3.6. Плотина.

3.7. Лягкомина.

3.8. Общие закономерности строения и размещения корундсодержащих пород.

3.8.1. Типизация корундсодержащих пород.

3.8.1.1. Корундсодержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (тип 1).

3.8.1.2. Корундсодержащие породы в метабазитах (тип 2).

3.8.2. Структурная позиция и относительный возраст.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса"

Актуальность исследования

Цели и задачи исследования

3. Определение РТ-параметров и разработка петрогенетической модели их формирования.

Фактический материал и методы исследования

Работа выполнена на основе материала полевых исследований автора в 1997-2003 годах в Северо-Западном Беломорье. Детально изучены четыре известных проявления корундсодержащих пород: Хитоостров, Дядина гора, Варацкое, Высота 128, а также три проявления, впервые найденные при участии автора: Кулежма, Плотина и Лягкомина. Составлены детальные геологические карты первых пяти проявлений в масштабе 1:500. Собрана и изучена коллекция из 400 образцов и 300 прозрачных шлифов. Обработано около 1000 микрозондовых анализов минералов, около 100 химических силикатных анализов пород (методы мокрой химии и рентгено-флуоресцентный) и около 30 количественных спектральных анализов редких и редкоземельных элементов (атомно-эмиссионный метод). Основой изучения минеральных ассоциаций корундсодержащих пород являлся парагенетической анализ минералов. РТ-параметры определялись методами геотермобарометрии (при помощи различных специализированных компьютерных программ).

Научная новизна работы

2. Впервые проведена типизация этих пород и выделены два основных их типа, приуроченных к разным вмещающим породам и резко отличающихся химическим и минеральным составами, составом минералов и текстурно-структурными особенностями: корунд содержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах и корундсодержащие породы в метабазитах. Установлено, что указанные типы генетически взаимосвязаны между собой;

3. По геологическим данным обоснован их позднесвекофеннский возраст;

4. Выявлена четкая зональность в корундсодержащих породах обоих типов;

6. Показан отчетливо неизохимический характер образования корундсодержащих пород (десиликация для обоих типов, определяющая роль Na и Са при образовании корундсодержащих пород в гнейсах и К и Mg - при образовании корундсодержащих пород в метабазитах);

Защищаемые положения

1. Исследованные корундсодержащие породы разделены на два типа, в зависимости от их приуроченности к породам разного литологического состава: корундсодержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (1тип) и корундсодержащие породы в метабазитах (2тип).

4. Образование корундсодержащих пород выделенных типов обусловлено десиликацией кианитовых плагиогнейсов и метабазитов, что связано со слабо щелочным метасоматизмом в условиях повышенных температур и давлений (600-700° С и 7-8 кбар). Породы 1 типа формировались при повышенной активности Na и Са, а породы 2 типа - при повышенной активности К и Mg.

Практическое значение

Публикации и апробация работы.

По результатам исследований по теме диссертации опубликовано 14 печатных работ. Сделаны доклады на IX научных чтениях памяти проф. И.Ф. Трусовой "Проблемы магматической и метаморфической петрологии" (Москва, МГГА, 1999), на Международном Симпозиуме, посвященном 100-летию академика Д.С. Коржинского (Москва, 1999), на II Всероссийском Петрографическом Совещании (Сыктывкар, 2000), на XI-XV Молодежных конференциях памяти К.О. Кратца (Петрозаводск, 2000, Санкт-Петербург, 2001, Апатиты, 2002, Петрозаводск, 2003, Санкт-Петербург, 2004), на 32-м Международном Геологическом Конгрессе (Флоренция, 2004), а также на семинарах лаборатории физико-химического анализа эндогенных процессов ИГЕМ РАН (Москва) и лаборатории петрологии ИГГД РАН (Санкт-Петербург).

Благодарност и

Собранные автором материалы многократно обсуждались с Н.Н. Перцевым, И.Т. Расс, С.С. Абрамовым, В.Ю. Герасимовым, Е.Б. Курдюковым, И.А. Зотовым, М.В. Середкиным, Т.Л. Лариковой и другими сотрудниками указанной лаборатории, а также с Е.Н. Граменицким (МГУ), В.А. Утенковым, П.А. Игнатовым (МГРРУ), О.С. Сибелевым (ИГ КарНЦ РАН, Петрозаводск) и ПЛ. Азимовым (ИГГД РАН, Санкт-Петербург). Полевые исследования были бы невозможны без помощи сотрудников и студентов МГГРУ (г. Москва): Вс.В. Аристова, А.П. Гладышевой, Е.В. Волковой, А.В. Хмарской, А.А. Георгиевского, А.А. Булатовой и аспиранта ИГЕМ Д.И. Корпечкова, который, кроме того, предоставил автору дополнительный каменный материал. Аналитические работы проводились в ИГЕМе аналитиками О.Г. Унановой (силикатный анализ пород) и И.П. Лапутиной, С.Е. Борисовским, Н.В. Трубкиным и А.И. Цепиным (рентгеноспектральный микроанализ), а также на кафедре петрологии МГУ аналитиками Е.В. Гусевой и Н.Н. Каратаевой (на электронном микроскопе с микрозондовой приставкой). Некоторые образцы проанализированы П.Ю. Плечовым (кафедра петрологии МГУ). Большой объем аналитических материалов был любезно предоставлен автору Е.Н. Тереховым (ИЛ РАН) и В.И. Левицким (Ин-т геохимии СО РАН). В оформлении работы большую помощь оказали A.M. и В.М. Козловские (ИГЕМ). Всем перечисленным коллегам автор чрезвычайно признателен.

Объем и структура работы

Диссертация объемом 170 страниц состоит из введения, 6 глав и заключения, содержит 90 иллюстраций, объединенных в 40 рисунков, 20 таблиц, и список литературы из 154 наименований. Глава 1 посвящена проблеме генезиса корундсодержащих пород; в главе 2 делается краткий обзор геологического строения района исследований по литературным данным; в главе 3 приводится петрографическое описание изученных пород; в главе 4 рассматриваются вариации состава пород и минералов; в главе 5 проводится анализ парагенезисов и определяются РТ-параметры петрогенеза; в главе 6 обсуждаются возможные генетические модели.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Серебряков, Николай Станиславович

5.4. ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ ГЛАВЫ 5

1. В зональности корундсодержащих пород 1 типа от вмещающих кианитовых плагиогнейсов к зоне За происходит последовательный распад парагенезисов кианита со всеми минералами породы, вплоть до полного исчезновения этого минерала. В результате последней реакции с его участием и образуется корунд (+Р1). Образование следующих зон 36,в характеризуется дальнейшим укрупнением продуктов реакций замещения кианита (ставролита и корунда) в местах наибольшей переработки исходной породы.

2. Все реакции с участием кианита являются неизохимическими и идут вправо при увеличении активности натрия, а также и кальция. Образование при замещении кианита в зонах 1а-2 ставролит-плагиоклазовых, а в зоне За зональных корунд-ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз указывает на снижение активности кремнезема при переходе из первых зон в последнюю. Все это согласуется с тем, что от кианитовых гнейсов к корундсодержащим породам возрастает содержание Na и Са и уменьшается содержание БЮг. С возрастанием Na и Са, видимо, связано появление в породах амфибола вместо биотита.

3. Вариации составов кальциевого амфибола, граната и плагиоклаза, а также появление натриевого малокремниевого жедрита (Хитоостров) указывают на то, что при переходе от зон 2 к породам зоны Зв происходит возрастание tfNa20 и отношения tfNa20/0Ca0 И Снижение flfCaO

4. В корундсодержащих породах 2 типа, как в зональности с Оаш, так и без Oam, корунд образуется в результате закономерной смены парагенезисов в соответствии с изменением химического состава пород по мере приближения к центральной зоне жедрититов. Парагенезисами с корундом сменяются парагенезисы с кианитом, часто с непосредственным замещением кианита корундом (+Р1).

5. При преобразовании же (биотитизация и карбонатизация) центральной зоны жедрититов корунд также образуется при замещении шпинели, хёгбомита и сапфир ина.

6. Направление минеральных реакций, а также вариации состава Oam, Cam и Grt по мере приближения к центральной зоне, указывает на то, что в процессе преобразования породы происходило увеличение активности магния (а также калия) и уменьшение активности кальция. На поздних этапах формированя пород также сильно увеличилась активность С02 (что привело к образованию таких парагенезисов, как Crd+Dol).

7. РТ-параметры образования корундсодержащих пород обоих типов оцениваются в 600-700° С и 6-8 кбар. Породы начали формироваться при температурах более высоких (-650-700° С), чем была температура вмещающих пород, что указывает на новый этап преобразования пород в данном районе (позднесвекофеннского возраста, как установлено по геологическим данным). Данное преобразование, видимо, связано с действием высокотемпературных флюидов, фильтрующихся вдоль локальных сдвиговых зон.

Глава 6

ГЕНЕЗИС КОРУНДСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД ЧУПИНСКОЙ ТОЛЩИ

Основным вопросом генезиса корундсодержащих пород чупинской толщи является причина снижения содержание Si02 внутри выделенной зональности в обоих типах этих пород. Появление пород, резко недосыщенных кремнеземом, может быть объяснено:

1. либо изначально низким содержанием Si02 в исходных породах, которые потом претерпели метаморфизм в относительно изохимических условиях и преобразовались в корундсодержащие породы;

2. либо выносом кремнезема уже из метаморфических пород в результате метасоматических процессов.

3. видимо, более экзотическим способом (для гнейсов) является экстракция БЮг из пород в расплав при их анатектическом плавлении, в результате чего образуется рестит, сильно недосыщенный кремнеземом (Altherr et al., 1982; Osanai et al., 1998; Lopez Sanchez-Vizcaino, Soto, 2002; Ye, Liou, 2004).

Для корундсодержащих пород в метабазитах генезис наиболее очевиден. Эти породы по своему составу сильно отличаются от всех известных в Беломорье основных и ультраосновных магматических пород (от перидотитов до анортозитов) и метаморфитов, развитых по ним (данные из: Степанов, 1981; Салье и др., 1985; Степанов, Слабунов, 1989; см. рис. 27). Относительно основных пород они характеризуются значительно более низким содержанием S1O2 (и СаО в зональности с Оаш) и более высокими AI2O3, MgO+Fe06m и магнезиальностью. Биотитизированные жедрититы также имеют повышенное содержание К2О. Нахождение этих пород непосредственно внутри массивов комплекса лерцолит-габброноритов свидетельствует о том, что корундсодержащие породы 2 типа образовались именно по этому субстрату. Все это указывает на отчетливо неизохимический характер изменения метабазитов, что может объясняться только метасоматизмом.

В отношении корундсодержащих пород среди гнейсов выбор генетической модели намного сложнее.

Наличие среди корундсодержащих пород прослоев и линз олигоклазитов может указывать на образование первых как рестита при анатектическом плавлении обыкновеных гнейсов, как это было предложено для корундсодержащих пород Танзании (Altherr et al., 1982). Однако последнее вряд ли возможно, т.к., например, олигоклазиты Хитоострова, имеющий одинаковый химический состав, находятся и в корундсодержащих породах, и в кианитовых гнейсах, и в амфиболитах, что необъяснимо при анатексисе (без привноса или выноса вещества). При этом в кианитовых гнейсах, всегда являющихся вмещающими для корундсодержащих пород, вокруг олигоклазитов корунда не наблюдается. Более того, совместное нахождение одновозрастных корундсодержащих пород, как в гнейсах, так и в метабазитах (проявления Варацкое и Высота 128), имеющих единую тенденцию к уменьшению SiC>2 к центральным их зонам от вмещающих пород, ставит вопрос об их сходстве в генезисе. Однако при оцененных температурах (600-700° С) трудно себе представить анатектическое плавление метагабброноритов совместно с гнейсами. Все это заставляет отказаться от указанной анатектической модели.

Значительно более вероятным может быть предположение о существовании таких осадочных пород, состав которых изначально характеризуется низким содержанием кремнезема при высокой глиноземистости. Поэтому для решения вопроса генезиса надо рассмотреть признаки метаморфического или метасоматического образования данных корундсодержащих пород.

Сложная морфология тел корундсодержащих пород и нерезкие литологические границы с вмещающими гнейсами могут возникнуть как при метаморфизме, так и при метасоматизме, особенно внутри сильно дислоцированных толщ, и поэтому эти особенности не могут указать на определенную модель генезиса.

В пользу метаморфического образования корундсодержащих пород говорит многоминеральность их парагенезисов и, вследствие этого, отсутствие теоретически "правильной" метасоматической зональности. Изменение же минерального и химического состава пород внутри выделенной зональности могло быть обусловлено локальной первичной неоднородностью протолита, при которой породы с большим содержанием Si и с меньшим содержанием А1, Са и Na (протолит вмещающих кианитовых гнейсов) постепенно сменялись бы породами, более богатыми А1, Са и Na и обедненными Si. И хотя такие вариации состава протолита вряд ли могли быть вызваны осадочной дифференциацией, это можно получить смешением разных осадков. Однако, в таком случае, непонятна повторяемость этой первичной неоднородности состава субстрата во многих местах, удаленных друг от друга на многие километры.

О метасоматическом образовании корундсодержащих пород может свидетельствовать следующее. Во-первых, внутри выявленной на всех проявлениях зональности наблюдаются неизохимические минеральные реакции, которые имеют единую направленность, согласующуюся с общим изменением валового состава породы, т.е. с увеличением содержания Na20 и СаО и уменьшением Si02, а также с возрастанием натриевости и кальциевости минералов. В первую очередь, это -образование в самой внешней, еще кварцсодержащей зоне 1В (проявление Варацкое; табл. 4) реакционной плагиоклазовой каймы между кианитом и кварцем, что согласно реакции (1) обусловлено повышением активности натрия и кальция. В следующих, уже бескварцевых зонах 1а-3а этим же вызвано и замещение кианита с образованием сначала ставролит-плагиоклазовых, а потом и корунд-плагиоклазовых симплектитов, причем появление последних указывает также и на снижение активности кремнезема. Также возрастанием активности Na и Са, видимо, объясняется и смена безамфиболовых пород (зоны 1-1а) амфиболсодержащими (2-Зв): биотит замещается Na-Са-амфиболом (при сохранении общей железистости исходного минерала в новообразованном). Реакционные взаимоотношения между этими минералами на границе зон отсутствуют, однако при температурах ~650° С и при прогрессивном характере процесса они могут и не наблюдаться. Аналогичная картина описана (Lopez Sanchez-Vizcaino&Soto, 2002) внутри бесспорной биметасоматической зональности между метапелитом и мрамором при температуре 700° С: зона с биотитом по резкой границе сменяется зоной с амфиболом без реакционных взаимоотношений между минералами (общая железистость биотита также наследуется амфиболом).

В-третьих, корундсодержащие породы приурочены к структурам, секущим вмещающие гнейсы и являющимся проницаемыми для флюида; в случае, например, Хитоостровского проявления — это кулисообразная структура в зоне сдвига.

В-четвертых, на метасоматический генезис пород с корундом косвенно указывает формирование олигоклазитов, наиболее крупные тела которых залегают среди зоны Зв. Морфология тел олигоклазитов, характер контакта, зависимость их минерального состава от вмещающих пород и наличие в некоторых местах промежуточной лейкократовой породы между олигоклазитами и зоной Зв определенно указывают на их метасоматический генезис. Определяющая роль натрия в процессе образования олигоклазитов и их преимущественная приуроченность к максимально проработанной зоне, где находятся породы с крупными кристаллами корунда (зона Зв), говорят о том, что формирование олигоклазитов могло являться завершающим этапом предполагаемого метасоматического образования корундсодержащих пород.

Выявленная в обоих типах корундсодержащих пород метасоматическая десиликация не связана с биметасоматозом, т.к. десиликация проявлена и в кислых гнейсах, и в метабазитах. Возможно, причиной, вызывающей десиликацию в двух породах с различными концентрациями Si02, является щелочной метасоматизм, связанный с воздействием флюида, сильно ненасыщенного кремнеземом. В 1 типе этот метасоматизм сопровождается привносом Na20 и СаО, а во 2 типе - привносом MgO, но совместно с выносом СаО (в центральных зонах при биотитизации также привносится К20). Натрий также может привноситься в породы 2 типа на тех проявлениях, где встречаются сразу два типа (Варацкое). Обязательная смена пород 2 типа кварц-эпидот-цоизитовыми кислотными метасоматитами указывает но то, что образование корундсодержащих пород относится к ранней щелочной стадии, согласно модели эволюции кислотности-щелочности растворов, предложенной Д.С. Коржинским.

Сравнение полученных результатов изучения корундсодержащих пород с данными экспериментального моделирования щелочного метасоматизма (Зарайский, 1989) и с данными по классическим природным щелочным метасоматитам показывает их определенное сходство. Так, в экспериментах и на основе термодинамических расчетов показано, что возрастание щелочности в ненасыщенных по кремнезему растворах приводит к уменьшению активности S1O2 и, соответственно, к его выносу. При этом Al, Mg и Fe часто остаются инертными во всей зональности (Зарайский, 1989). Как было показано выше, подобное поведение компонентов является характерным для корундсодержащих пород, по крайней мер, 1 типа. Также в эксперименте получено, что для щелочных метасоматитов, в отличие от кислотных, характерна относительная многоминеральность (3 и 4 фазы) тыловых зон колонок. Аналогичная многоминеральность наблюдается и в породах с корундом, и поэтому это не может являться свидетельством против метасоматического генезиса данных пород.

В какой-то мере предлагаемая модель образования корундсодержащих пород аналогична классической фенитизации силикатных пород, наблюдаемой в природе (Morogan, 1989; Бардина, Попов, 1994; Метасоматизм и метасоматические., 1998). При этом процессе (кроме привноса Na20 или К2О) происходит вынос БЮг как из кислых, так и основных пород, что иногда приводит к образованию корунда (Carlson, 1957; Сергеев, 1967; Шлюкова, 1986). СаО может выноситься из пород, богатых этим компонентом, и привноситься в бедные им породы; также часто привносится ТЮ2. Зональность фенитов, образованных по гнейсам (внешние зоны), похожа на описанную в данной работе зональность пород 1 типа. В фенитах также в первую очередь исчезает кварц, а биотит замещается амфиболом (Сергеев, 1967; Щелочно-карбонатитовые., 1997). В фенитах Вишневых гор новобразованные амфиболы из внешних зон (амфиболовые фениты по мигматизированным гнейсам) не являются щелочными, а относятся к паргаситам. Лишь в следующих зонах возрастает их натриевость (Щелочно-карбонатитовые., 1997). Таким образом, корундсодержащие породы 1 типа подобны породам внешних зон фенитизации по гнейсам. Интересно, что на классификационной диаграмме фенитов (рис. 35), предложенной Н.Ю. Бардиной и B.C. Поповым (1994), составы корундсодержащих пород 1 типа попали в поле самых внешних зон фенитизированных пород. Здесь кварца уже нет и появились первые новообразованные цветные минералы (амфиболы), однако ни щелочной полевой шпат, ни Na-пироксен еще не образовались, что и отвечает исследованным корундсодержащим породам.

Возможно, что олигоклазиты, приуроченные к корундсодержащим породам 1 типа, являются аналогами полевошпатовых метасоматитов, часто пространственно связанных с фенитами, но образующихся на более поздней стадии метасоматизма. При формировании последних, также как и в отношении олигоклазитов, привносится БЮг и выносится СаО, MgO и Fe06m (Бардина, Попов, 1994).

Рис. 35. Классификационная диаграмма фенитов (Бардина, Попов, 1994; названия минеральных видов фенитов не показаны). 1 - первое появление новообразованных цветных минералов в фенитизированных породах. Залитое поле - составы корундсодержащих пород 1 типа.

Т,°С 600

500

400

- вдв \ * Л XA^+CrnV

- \ v рч Ab+Ne

Ж Км \ An с г TI оэ + \ г / i > о \ \ vi \ 1 | 8

Рис. 36. Расчетная диаграмма минеральных равновесий в системе Na2O-AI203-SiO2-H2O-HCI-(NaOH) при pHj0=1 кбаР и £NaCI=1(0m (Зарайский, 1989; с сокращением линий равновесий при Т<400° С). Штриховые линии - равновесия с участием содалита, реализующиеся при более высокой концентрации NaCI .

Однако в отличие от фенитизации образование корундсодержащих пород чупинской толщи связано с растворами, значительно более слабо щелочными. Это не привело к образованию минералов, свойственных для фенитов (или фенитизированных пород): щелочных пироксенов и амфиболов и нефелина. Но этого оказалось достаточно для исчезновения в породах кварца и появления там корунда. Так, согласно расчетам минеральных равновесий в системе Na20-Al203-Si02-H20-HCl-(Na0H) (Зарайский, 1989) при Т>500° С и ршо=1 кбар (ENaCl=l,0 ш), достаточно узкое поле с корундом (Ab+Crn) появляется в относительно нейтральных условиях, практически на границе, отделяющей щелочные от кислотных метасоматитов (рис. 36). С повышением же щелочности Ab+Crn должен смениться уже Ne+Ab.

Источником необходимых для образования корундсодержащих пород флюидов могли стать щелочные магмы. В зоне сочленения Беломорского пояса с Карельским кратоном в массивах Елетьозерский и Тикшеозерский известны нефелиновые сиениты и карбонатиты (Металлогенические особенности., 1971; Богач ев и др., 1976; Glebovitsky, 1997). Возраст Тикшеозерского массива определен в 1850, а связанных с ним метасоматитов - 1750-1770 млн. лет (Беляцкий и др., 2000), т.е. весьма близкий к предполагаемому возрасту корундсодержащих пород. В центральных частях Беломорского пояса (т.е. в чупинской толще), в условиях проницаемости, недостаточной для подъема магм, щелочные массивы неизвестны. Однако существующие здесь локальные сдвиговые зоны могли быть достаточными для подъема флюида, отделившегося от этих щелочных магм.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе изучения корундсодержащих пород в породах чупинской толщи выделено два их типа: а) в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (проявления Хитоостров, Варацкое, Высота 128, Плотина, Лягкомина) и б) в метабазитах (проявления Дядина гора, Варацкое, Кулежма, Высота 128), различающиеся зональностью пород, текстурно-структурными особенностями, химическим и минеральным составом. Корундсодержащие породы первого типа образовались при преобразовании кианитсодержащих пород, т.к. в них вплоть до центральных частей зональности часто сохраняются St-Pl- и Crn-St-Pl-псевдоморфозы по кианиту. Корунд во втором типе пород образовался: а) также при замещении кианита; б) при замещении сапфирина, хёгбомита и шпинели; в) в осевой зоне, при образовании жедрититов. Оба типа корундсодержащих пород встречается на одних и те же проявлениях, причем они имеют одну и те же структурную позицию, располагаясь в локальных сдвиговых зонах, и один и тот же позднесвекофеннский возраст. Главной особенностью изменения химического состава для обоих типов корундсодержащих пород является снижение в них содержания Si02 внутри зональности от вмещающих пород к центральным зонам при увеличении AI2O3 и Mg0+Fe006iu. При этом в породах 1 типа и в породах зональности с Оат 2 типа отношение AbOa^MgO+FeOoem) практически не меняется. В породах зональности без Оат тренд изменения состава сначала характеризуется обогащением AI2O3, но потом вновь приближается к такому же тренду, что и в зональности с Оат. В породах 2 типа Дядиной горы, особенно в осевой зоне, значительно возрастает магнезиальность. Для всех корундсодержащих пород 1 типа (от вмещающих гнейсов через средние зоны к центральной) характерно увеличение содержания ИагО, тогда как СаО увеличивается только в породах с амфиболом. В корундсодержащих породах 2 типа в зональности с Оат СаО и ЫагО уменьшаются; в породах зональности без Оат ЫагО также уменьшается, а СаО мало меняется или немного увеличивается. В осевой зоне жедрититов, при развитии биотита, возрастает К2О.

В связи с возрастанием в породах обоих типов AI2O3 и уменьшением S1O2, в них появляются многие высоко глиноземистые минералы (корунд - в 1 типе, корунд, ставролит, кианит, шпинель, хёгбомит, высокоглиноземистый сапфирин - во 2 типе), а амфиболы (кальциевые и Mg-Fe-) и биотит, соответственно, становятся более глиноземистыми. Все Mg-Fe-минералы обоих типов корундсодержащих пород (гранат, кальциевые и ортоамфиболы, ставролит и биотит) обычно более магнезиальны, чем те же минералы из вмещающих пород. При этом наиболее магнезиальными являются минералы из пород 2 типа, особенно на проявлении Дядина гора, где встречены сапфирин и кордиерит, а гранат и ставролит имеют очень высокую магнезиальность. Увеличение содержания натрия в породах 1 типа при переходе от внешних зон к центральной сопровождается появлением паргасита (вместо чермакита) и натриевого малокремниевого жедрита (только на Хитоострове) с высоким Na (до 0.9 ф.е.). В этой же зоне залегают тела олигоклазитов с плагиоклазом Апго (иногда до Апю). В обоих типах корундсодержащих пород образуются St-Pl-псевдоморфозы по кианиту, но если в породах 2 типа плагиоклаз в них является анортитом, то в 1 типе - андезином (редко более основным, не выше Лабрадора).

На Варацком проявлении, где встречены оба типа корундсодержащих пород, на их контакте наблюдается сближение их химического состава (при достаточно четком минеральном и текстурно-структурном различиях пород двух типов). Так, происходит обогащение пород 1 типа СаО, в результате чего кальциевый амфибол, гранат и плагиоклаз становятся более кальциевыми, чем в тех же породах на Хитоострове. В свою очередь породы 2 типа обогащаются №гО: жедрититы осевой зоны слагаются натриевым малокремниевым жедритом (№общ=0,69-0,80; NaA=0,57-0,61 ф.е.). С ним в ассоциации, а также в породах со St-Pl-псевдоморфозами по Ку из зональности без Оаш появляется паргасит с высоким содержанием натрия. В самих же псевдоморфозах вместо анортита наблюдается андезин (АП37). Магнезиальность пород 2 типа Варацкого не увеличивается по сравнению с вмещающими метабазитами, как это происходит на Дядиной горе, а, наоборот, уменьшается, сравниваясь с магнезиальностью корундсодержащих пород 1 типа. В свою очередь, последние обогащаются магнием (по сравнению с вмещающими гнейсами), что не наблюдается на Хитоострове. Наконец, и в олигоклазитах среди корундсодержащих пород 1 типа проявления Хитоостров, и в породах со St-Pl-псевдоморфозами по Ку (из зональности без Оаш) 2 типа проявления Варацкого найден фтор-апатит.

Анализ парагенезисов показал, что в зональности корундсодержащих пород 1 типа от вмещающих кианитовых плагиогнейсов к зоне За происходит последовательный распад парагенезисов кианита со всеми минералами породы, вплоть до полного исчезновения этого минерала. В результате последней реакции с его участием (в зоне За) и образуется корунд (+Р1). Образование следующих зон 36,в характеризуется дальнейшим укрупнением продуктов реакций замещения кианита ставролита и корунда) в местах наибольшей переработки исходной породы. Все реакции с участием кианита являются неизохимическими и идут вправо при увеличении активности натрия, а также и кальция. Образование при замещении кианита в зонах 1а-2 ставролит-плагиоклазовых, а в зоне За зональных корунд-ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз указывает на снижение активности кремнезема при переходе из первых зон в последнюю. Все это согласуется с тем, что от кианитовых гнейсов к корундсодержащим породам возрастает содержание Na и Са и уменьшается содержание Si02. С возрастанием Na и Са, видимо, связано появление в породах амфибола вместо биотита. Вариации составов кальциевого амфибола, граната и плагиоклаза, а также появление натриевого малокремниевого жедрита (Хитоостров) указывают на то, что при переходе от зон 2 к породам зоны

Зв ПРОИСХОДИТ Возрастание <3Na20 И отношения ЯЫа2с/яСаО При СНИЖеНИИ ЯсаО

В корундсодержащих породах 2 типа, как в зональности с Оаш, так и без Оат, корунд образуется в результате закономерной смены парагенезисов в соответствии с изменением химического состава пород по мере приближения к центральной зоне жедрититов. Парагенезисами с корундом сменяются парагенезисы с кианитом, часто с непосредственным замещением кианита корундом (+Р1). При преобразовании же (биотитизация и карбонатизация) центральной зоны жедрититов корунд также образуется при замещении шпинели, хёгбомита и сапфирина. Направление минеральных реакций, а также вариации состава Oam, Cam и Grt по мере приближения к центральной зоне, указывает на то, что в процессе преобразования породы происходило увеличение активности магния (а также калия) и уменьшение активности кальция. На поздних этапах формированя пород также сильно увеличилась активность С02 (что привело к образованию таких парагенезисов, как Crd+Dol).

РТ-параметры образования корундсодержащих пород обоих типов оцениваются в 600-700° С и 6-8 кбар. Породы начали формироваться при температурах более высоких (-650-700° С), чем была температура вмещающих пород, что указывает на новый этап преобразования пород в данном районе (позднесвекофеннского возраста, как установлено по геологическим данным). Данное преобразование, видимо, связано с действием высокотемпературных флюидов, фильтрующихся вдоль локальных сдвиговых зон.

1 и 2 типы корундсодержащих пород образовались в результете метасоматического изменения кианитовых гнейсов и метабазитов, соответственно. Выявленная в обоих типах метасоматическая десиликация вызвана щелочным метасоматизмом под действием флюида, сильно ненасыщенного кремнеземом. В 1 типе этот метасоматизм сопровождается привносом Na20 и СаО, а во 2 типе - привносом MgO и К2О, но совместно с выносом СаО. Натрий также может привноситься в породы 2 типа на тех проявлениях, где встречаются сразу два типа (Варацкое). Обязательная смена пород 2 типа кварц-эпидот-цоизитовыми кислотными метасоматитами указывает на то, что образование корундсодержащих пород относится к ранней щелочной стадии, согласно модели эволюции кислотности-щелочности растворов, предложенной Д.С. Коржинским.

Сравнение полученных результатов изучения корундсодержащих пород с данными экспериментального моделирования щелочного метасоматизма и с данными по классическим природным щелочным метасоматитам (фенитам) показывает их определенное сходство, как в образовании многоминеральных тыловых зон, так и в изменении химического состава пород, их зональности и минеральных реакций. Однако в отличие от фенитов образование корундсодержащих пород связано с растворами, значительно более слабо щелочными. Это не привело к образованию минералов, свойственных для фенитов (или фенитизированных пород): щелочных пироксенов и амфиболов и нефелина. Но этого оказалось достаточно для исчезновения в породах кварца и появления корунда. Возможным источником необходимых для образования корундсодержащих пород флюидов могли стать щелочные магмы. В районе исследования (в зоне сочленения Беломорсокго пояса и Карельского кратона) существуют массивы щелочных пород (Елетьозерский и Тикшеозерский) с возрастом, близким ко времени образования корундсодержащих метасоматитов чупиСцкой толщи.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Серебряков, Николай Станиславович, Москва

1. Бардина Н.Ю., Попов B.C. Фениты: систематика, условия формирования и значение для корового магмообразования // ЗВМО, 1994. Ч. 123. № 6. С. 1-19.

2. Беломорский комплекс Северной Карелии и юго-запада Кольского полуострова / К.А. Шуркин, Н.В. Горлов, М.Е. Салье, В.Л. Дук, Ю.В. Никитин. М., Л.: 1962. - 305 с. - (Тр. ЛАГЕД АН СССР. вып. 14).

3. Бибикова Е.В., Шелъд Т., Богданова С.В. и др. Геохронология беломорид: интерпретация многостадийной геологической истории // Геохимия. 1993. № 10. С. 1393-1411.

4. Бибикова Е.В., Борисова Е.Ю., Другова ГМ. Макаров В.А. Метаморфическая история и возраст глиноземистых гнейсов Беломорского пояса, Балтийский щит // Геохимия. 1997. № 9. С. 883-893.

5. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова С.В., Шелъд Т., Степанов B.C., Борисов Е.Ю. Ранний магматизм беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст // Петрология, 1999. Т. 7. № 2. С. 115-140.

6. Бибикова ЕВ., Слабтов А.И., Богданова СВ., Шелъд Т. Тектоно-термальная эволюция земной коры Карельской и Беломорской провинций Балтийского щита в раннем докембрии по данным U-Pb изотопного исследования сфенов и рутилов//Геохимия. 1999. № 8. С. 1-15.

7. Бибикова Е.В., Клаессон С., Глебовицкий В.А., Седова И.С., Ручьев A.M. Изотопное датирование свекофеннского этапа преобразования Беломорского пояса Балтийского щита//Геохимия, 2001. № 10. С. 1116-1119.

8. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Глебовицкий В.А., Клаессон С., Шелъд Т. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-Pb цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология, 2004. Т. 12. № 3. С. 227-244.

9. Богачев А.И., Слюсарев В.Д., Кравченко А.Н., Игошин А.И., Алексеев И.И. Новый тип щелочного протерозойского магматизма в Карелии // ДАН, 1976. Т. 230. № 5. С.1169-1172.

10. Буканов В.В., Липовскш Ю.О. Новые находки благородного корунда в Восточной части Балтийского Щита. // Самоцветы. Л.: 1980. С. 110-115.

11. Володичев О. И. Метаморфизм фации дистеновых гнейсов на примере беломорского комплекса. Л.: Наука, 1975. 170 с.

12. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии: Геология и петрология. Л.: Наука, 1990.248 с.

13. Геологические факторы контроля слюдоносных пегматитов. Л.: 1972. - 336 с.

14. Геология и пегматитоносность беломорид / под ред. К.О. Кратца. Л.: Наука, 1985.251 с.

15. Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. 1993. №1. С 7-24.

16. Глебовицкий В.А., Бушмин С.А. Послемигматитовый метасоматоз. Л.: Наука, 1983.216 с.

17. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М., Милькевич Р.К, Вревский А.В. Структура и метаморфизм Беломорско-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника, 1996. № 1. С. 63-75.

18. Голованова Л.С., Алексеев Б.Я. Чупинская свита Беломорской серии // Геология, минералогия и геохимия пегматитовых полей Карелии. Петрозаводск, 1978. С. 48-62.21 .Гордиенко В.В. и др. Слюдоносные пегматиты Северной Карелии — Л.: Недра, 1976. 367 с.

19. Горошников В.И. Петрология высокоглиноземистых кристаллических пород докембрия Украины. Киев: Наукова Думка, 1971.210 с.

20. Гродницкий JI.JI. Рудогенерирующие пегматитовые системы кольской части Беломорского пояса. — Петрозаводск: Карелия, 1991. 175 с.

21. Гродницкий JI.JI. Закономерности размещения свекофеннских диафторитов в Беломорском подвижном поясе // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1998. Вып.1. С. 88-95.

22. Гродницкий JI.JI., Полин А.К. Пегматиты Северной Карелии и их ореолы. Петрозаводск, 1975. 201 с.

23. Гродницкий JI.JI., Ручьев A.M., Крохин, А.И. Лоушское пегматитовое поле. Петрозаводск, 1985. 176 с.

24. Гродницкий JI.JI., Сибелев О.С. Позднесвекофеннский этап регионального метаморфизма, метасоматоза, пегматито- и рудообразования // ЗВМО, 1995. Ч. 124. №3. С. 28-34.

25. Громов А.В. Розовый корунд из Хитостровского проявления в Северной Карелии // Мир камня. М.: 1993. № 2.

26. Громов А.В., Романова Е.И., Утенков В.А. К минералогии корундового проявления Хитостров (Северная Карелия) // Прикладные и экологические аспекты минералогии. Тез. Докл. Годичной сессии ВМО, кн.2, М., 1991, с. 111112.

27. Доминиковский ГГ. О корунде и корундсодержащих породах Ильменских гор // Минералы месторождений полезных ископаемых Урала. Свердловск, 1968. С. 101-106.

28. ЪХ.Другова Г.М. Главные этапы метаморфической эволюции чупинской толщи Беломорского складчатого пояса // ЗВМО, 1999. Ч. 128. - № 3. - С. 49-57.

29. Евдокимов М.Д. Фениты Турьинского щелочного комплекса Кольского полуострова. Л.: Изд. ЛГУ, 1982. 247 с.

30. Жданов В. В. О минеральных превращениях при гранитизации пород беломорского комплекса // Информ. сб. ВСЕГЕИ. 1959. № 7. С. 89-95.

31. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. — М.: Наука, 1989.-342 с.

32. Классификация и номенклатура метаморфических горных пород: Справочное пособие. Новосибирск: Изд-во ОИГГМ СО РАН, 1992. - 205 с.

33. Колесник Ю.Н. Высокотемпературный метасоматоз в ультраосновных массивах. Новосибирск: Наука, 1976. 239 с.

34. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР, 1955. - С. 332-353.

35. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М.: Наука, 1982. — 104 с.

36. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука, 1979. — 263 с.

37. Куликов B.C., Куликова В. В. Геология Кий островского архипелага Белого моря // Вопросы стратиграфии и магматизма докембрия Карелии, Петрозаводск, 1990. С. 3-6.

38. АХ.Литвиненко А.К Корундовые метасоматиты юго-западного Памира. Автореф. дисс. канд. г.-мин. наук. Душанбе, 1990. - 22 с.

39. Маракушев А.А. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических горных пород. — М.: Наука, 1965. — 327 с.

40. Металлогенические особенности щелочных формаций Восточной части Балтийского щита / А.А. Кухаренко, А.Г. Булах, Г.А. Ильинский, Н.Ф. Шинкарев, М.П. Орлова (Труды Ленинградского общества естествоиспытателей, т. LXXII, Вып. 2.)-Л.: Недра, 1971.-280 с.

41. Метасоматизм и метасоматические породы / Жариков В.А., Русинов. В.Л., Маракушев А.А. и др. -М.: Научный мир. 1998.-490 с.

42. Методические указания по поискам и перспективной оценке месторождений цветных камней: Коллекционные камни. М.: 1987. — Вып. 27. 76 с.

43. Миллер Ю.В., Мшъкевич Р.И. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношение с карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника, 1995. № 6. С. 80-92.

44. Миллер Ю.В., Мыскова Т.А., Мшъкевич Р.И. Супракрустальные образования тектонических окон краевой части Карельского кратона (Северо-Западное Беломорье) // Геотектоника. 2002. № 1. С. 13-28.

45. Моисеева О.А. Особенности генезиса корунда Северной Карелии // Минералогические музеи. Мат. IV Междунар. симпоз: Тез. докл. СПб, 2002. -С. 110-112.

46. Мыскова Т.И., Мшъкевич Р.И., Львов А.Б., Миллер Ю.В. Происхождение чупинских гнейсов Беломорья в свете новых литолого-геохимических данных // Литология и полезные ископаемые, 2000. № 6. С. 653-664.

47. Мыскова Т. А. Условия позднеархейского метаморфизма глиноземистых гнейсов чупинского комплекса Беломорья // ЗВМО, 2002. Ч. 131. № 4. С. 12-22.

48. Наковник Н.И. Вторичные кварциты СССР. М.: Недра, 1964. - 339 с.

49. Наседкина В.Х. Месторождения корундовых и шпинелевых пород. М.: Наука, 1977.107 с.

50. Перцев Н.Н. Высокотемпературный метаморфизм и метасоматизм карбонатных пород. М., Наука, 1977. 256 с.

51. Ручьев A.M. О некоторых особенностях парагнейсов чупинской свиты (беломорский комплекс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1998. Вып.1. С. 73-81.

52. Ручьев A.M. О протолите северокарельских гнейсов чупинской свиты беломорского комплекса // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 2000. Вып.2. С. 12-25.

53. Ручьев A.M. Подвижность редкоземельных элементов и возникновение европиевых аномалий при метаморфизме (на примере чупинской свиты, беломорский комплекс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 2001. Вып.З. С. 99-106.

54. Савельева В.Б., Кориковский С.П. Саданагаит в биотит-корунд-маргарит-шпинель-анортитовых кристаллосланцах западного Забайкалья. // ДАН, 1998, т.360,№1, с. 85-87.

55. Сергеев А.С. Фениты комплекса ультраосновных и щелочных пород. JL: Изд. ЛГУ, 1967. 163 с.

56. Серебряков Н.С., Гладышева А.П., Аристов Вс.В. Гранный микрорельеф кристаллов корунда (Хитостровское корундовое проявление, Карелия) // Изв. Вузов: Геология и разведка. М.: 2001. — № 2 — С. 30-35.

57. Серебряков Н.С., Русинов В.Л. Высокотемпературный высокобарный кальций-натриевый метасоматизм и корундообразование в докембрийском Беломорском подвижном поясе (Карелия) //ДАН, 2004. Т. 395. -№ 4. - С. 529-533.

58. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Условия локализации проявлений коллекционного корунда в породах чупинской толщи беломорского комплекса в Северной Карелии // Изв. Вузов: Геология и разведка. — М.: 2004. № 4. - С. 3642.

59. Сибелев О.С. Свекофеннская (PRO метаморфическая эволюция беломорид (Енский район) // Геология и геодинамика Евразии. Матер, конфер. Иркутск, 1999. С. 33-34.

60. Слюдоносные пегматиты Северной Карелии (геология, минералогия, геохимия и генезис). Л.: Недра, 1976. 367 с.

61. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л.: Недра, 1981.216с.

62. Степанова А.В., Ларионов А.Н., Бибикова Е.В., Степанов B.C., Слабунов А.И. Раннепротерозойский (2.1 млрд. лет) Fe-толеитовый магматизм беломорской провинции Балтийского щита: геохимия, геохронология // ДАН, 2003. Т. 390. № 4. С. 528-532.

63. Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Геолого-структурные закономерности размещения корундовой минерализации в северно-западном Беломорье. // Изв. вузов. Геол. и разв., 1991. №6. С. 3-13.

64. Фации метаморфизма / H.JI. Добрецов, В.В Ревердатто, B.C. Соболев и др. — М.: Недра, 1970.-432 с.

65. Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита / Отв. ред. В.А. Глебовицкий- Л.: Наука, 1990. 144 с.

66. Федькш В.В. Ставролит. М.: Наука, 1975. 272 с.

67. Шабынин Л.И. О некоторых контактово-реакционных образованиях в гипербазитах // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Т. 1. — Свердловск, 1963. - С. 333-339.

68. Шарков Е.В., Богатжов О.А., Красивская И.С. Роль мантийных шпомов в тектонике раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Геотектоника, 2000. № 2. С. 3-25.

69. Шлюкова З.В. Минералогия контактовых образований Хибинского массива. -М.: Наука, 1986.-96 с.

70. Щербакова С.В., Сутурин А.Н. Геохимия и минералогия метасоматитов с рубином (массив Рай-Из, Полярный Урал) // Геохимические поиски самоцветов / Отв. ред. И.С. Ломоносов. Новосибирск, Наука, 1990. - С. 169-198.

71. Щербакова ТФ., Терехов Е.Н. Геохимическая характеристика глиноземистых плагиогнейсов: к вопросу о происхождении кианитсо держащих пород Беломорского пояса // Геохимия, 2000. № 6. С. 611-631.

72. Щелочно-карбонатитовые комплексы Урала / В.Я. Левин, Б.М. Роненсон, B.C. Самков и др. Екатеринбург: Уралгеолком, 1997. - 274 с.

73. Южанова В.В. Ставролит из глиноземистых гнейсов чупинской свиты архея // Труды Ин-та геологии Карельского ф-ла АН СССР, 1975. № 27. С. 143-145.

74. AckermandD., Windley B.F., HerdR.K. Magnesian hogbomite in a sapphirine-bearing rock from the Fiskenaesset region, W. Greenland // Min. Mag. 1983, V. 47. № 345. P. 555-561.

75. Albee A.L. Metamorphism of pelitic schists: reaction relations of chloritoid and staurolite // Bull. Geol. Soc. Am., 1972. V. 83. P. 3249-3268.

76. Altherr R., Okrusch M., Bank H. Corundum- and kyanite-bearing anatexites from the Precambrian ofTanzania//Lithos, 1982. V. 15. P. 191-197.

77. Armbruster Th., Schreyer W., Hoefs J. Very high CO2 cordierite from Norwegian Lapland: mineralogy, petrology, and carbon isotopes // Contr. Miner. Petrol. 1982. V. 81. P. 262-267.

78. Arnold J., Powell R., Sandiford M. Amphibolites with staurolite and other aluminous minerals: calculated mineral equilibria in NCFMASH // J. Metamorph. Geol. 2000. V. 18. № l.P. 23-40.

79. Asami M, Grew E.S., Makimoto H. A staurolite-bearing corundum-garnet gneiss from the eastern Sor Rondane Mountains, Antarctica // Proc. NIPR Symp. on Antarctic Geosciences, 1990. No.4. P. 22-40.

80. Ballevre M., Pinardon J.L., Kienast J.R., Vuichard J.P. Reversal of Fe-Mg partitioning between garnet and staurolite in eclogite-facies metapelites from the Champtoceaux nappe (Brittany, France) // J. Petrol., 1989. V. 30. P. 1321-1349.

81. Berg J.H. Chemical variations in sodium gedrite from Labrador // Am. Mineral., 1985. V. 70. P. 1205-1210.

82. Bucher K, Frey M. Petrogenesis of metamorphic rocks. Springer-Verlag Berlin, 1994.318 р.

83. Carlson H.D. Origin of the corundum deposits of Renfrew Country, Ontario, Canada //Bull.Geol. Soc. Amer. 1957. V. 68.№ 12,pt. l.P. 1605-1636.

84. Chopin С., Goffe В., Ungaretti L., Oberti R. Magnesiostaurolite and zincostaurolite: mineral description with a petrogenetic and crystal-chemical update // Eur. J. Mineral., 2003. V. 15. P. 167-176.

85. Christy A. G. The effect of composition, temperature and pressure on the stability of the 1 Tc and 2M polytypes of sapphirine // Contr. Miner. Petrol. 1989. V. 103. № 2. P. 203-215.

86. Clabaugh S.E., Armstrong F.C. Corundum deposits of Gallatine and Madison countries, Montana // Geol. Surv. Bull., 1950. № 969-B. 51 p.

87. Cooray P.G., Kumarapeli P.S. Corundum in biotite-sillimanite gneiss from near Polgahawela, Ceylon // Geol. Mag., 1960. V.97. № 6. P. 481-487.

88. Damman A. Hydrothermal subsilicic sodium gedrite from the Gasborn area, West Bergslagen, central Sweden // Min. Mag, 1988. V. 52. P. 193-200.

89. Enami M., Zang Q. Magnesian staurolite in garnet-corundum rocks and eclogite from the Donghai district, Jiangsu province, east China // Am. Miner. 1988. V. 73. P. 48-56.

90. Franz G., Selverstone J. An empirical phase diagram for the clinozoisite-zoisite transformation in the system Ca2AI3Si30i2(0H)-Ca2Al2 Fe3+Si3Oi2(OH) // Am. Miner., 1992. V. 77. № 5/6. P. 631-642.

91. Garde A.A., Marker M. Corundum crystals with blue-red colour zonin~near Kangerdluarssuk, Sukkertoppen districtt, West Greenland // Rapp. Gronlands geol. Unders., 1988. V. 140. P. 46-49.

92. Gerya, T.V., Perchuh, L.L. GEOPATH a thermodynamic database for geothermobarometry and related calculations with the IBM PC AT/XT computer. // XXIX Inter, geol. cong.: Abstracts. Kyoto, 1992. V. 2. P. 1026.

93. Gil Ubarguchi J.I., Mendia M., Girardeau J. Mg- and Cr-rich staurolite and Cr-rich kyanite in high-pressure ultrabasic rocks (Cabo Ortegal, northwestern Spain) // Am. Miner., 1991. V.76. P. 501-511.

94. Glebovitsky V.A. The early precambrian of Russia (Geology reviews; 2). -Amsterdam, Harwood academic publishers, 1997. 261 p.

95. Godard G., Mabit J.-L. Peraluminous sapphirine formed during retrogression of a kyanite-bearing eclogite from Pays de Leon, Armorican Massif, France // Lithos, 1998. V.43.P. 15-29.

96. Godard G., Braga R., Morten L. Thermodynamic modelling of reaction structures: the example of spinel+corundum+cordierite-bearning symplectite betweet garnet and sillimanite in restitic granulites // 32 IGC Florence 2004: Abstracts. Part 1. P. 464-465.

97. Grapes R., Palmer К (Ruby-sapphire)-chromian mica-tourmaline rocks from Westland, New Zealand // J. Petrol. 1996. № 2.

98. Graziani G., Guidi G. Hydrous gem magnesian cordierite with inclusions of hydroxapatite, dolomite and rutile // Miner. Mag., 1978. V. 42. P. 481-485.

99. Grew E. S„ Litvinenko A. K., Pertsev N. N. In search of white schists and kornerupine in the southwestern Pamirs, USSR I I Episodes, 1990. V. 13. № 4. P. 270274.

100. Grew. E.S., Sandiford. M. A staurolite-talc assemblage in tourmaline-phlogopite-chlorite schist from northern Victoria Land, Antarctica, and its petrogenetic significance I I Contrib. Miner. Petrol., 1984. V. 87. P. 337-350.

101. Grew. E.S., Sandiford. M. Staurolite in a garnet-hornblende-biotite schist from the Lanterman Range, northern Victoria Land, Antarctica // Neues Jahrb. Mineral. Monatshefte, 1985. V. 9. P. 396-410.

102. Haapala I., Siivola J., Ojanpera P., Yletyienen V. Red corundum, sapphirine and kornerupine from Kittila, Finnish Lapland // Bull. Geol. Soc. Finland, 1971, v. 43, p. 221-231.

103. Hejny C., Gnos E., Grobety В., Armbruster T. Crystal chemistry of the polysome ferrohogbomite-2N2S, a long-known but newly dermed mineral species // Eur. J. Mineral. 2002. V. 14. № 5. P. 957-967.

104. Helms T. S., Mcsween H. Y., Labotka Т. C., Jarosewich E. Petrology of a Georgia Blue Ridge amphibolite unit with hornblende + gedrite + kyanite + staurolite // Am. Miner., 1987. V. 72. P. 1086-1096.

105. Higgins J.B., Ribbe P.H., Herd RK. Sapphirine I: Crystal chemical contributions // Contrib. Mineral. Petrol., 1979. V. 68. P. 349-356.

106. Holdaway M.J., Mukhopadhyay B. Geothermobarometry in pelitic schists: a rapidly evolving field // Am. Miner., 1993. V. 78. № 7-8. P. 681-693.

107. Humphreys H.C. Metamorphic evolution of amphibole-bearing aluminous gneisses from the Eastern Namaqua Province, South Africa // Am. Miner. 1993. V. 78. P. 10411055.

108. Liati A., Seidel E. Metamorphic evolution and geochemistry of kyanite eclogites in central Rhodope, northern Greece // Contrib. Mineral. Petrol., 1996. V. 123. P. 293307.

109. Losert J. Postgranulitic cordierite+calcite+pyrite formation in some granulite rocks of the Norwegian Lapland//Krystalinikum, 1971. V. 8. P. 77-107.

110. Morogan V. Mass transfer and REE mobility during fenitization at Alno, Sweden // Contrib. Mineral. Petrol., 1989. V. 103. P. 25-34.

111. Nicollet. C. Saphirine et staurolide riche en magnesium et chrome dans les amphibolites et anorthosites a corindon du Vohibory Sud, Madagascar // Bulletin de Mineralogie, 1986. V. 109. P. 599-612.

112. Oftedahl C. Contributions to the mineralogy of Norway: No. 19. Red corundum of Froland at Arendal //Norsk Geol. Tidssk. 1963. Bd. 43. H. 4. P. 431-442.

113. OpertaM., PamicJ., BalenD., TropperP. Corundum-bearing amphibolites from the metamorphic basement of the Krivaja-Konjuh ultramafic massif (Dinaride Ophiolite Zone, Bosnia) // Miner. Petrol., 2003. V. 77. P. 287-295.

114. Osanai Y., Hamamoto T. Maishima O., Kagami H. Saphirine-bearing granulites and related high-temperature metamorphic rocks from the Higo metamorphic terrane, west-central Kyushu, Japan//J. Metamorph. Geol., 1998. V. 16. P. 53-66.

115. Petersen E.U., Essene E.J., Peacor D.R., Marcotty L.A. The occurrence of hogbomite in high-grade metamorphic rocks // Contr. Miner. Pelrol. 1989. V. 101. № 3. P. 350-360.

116. Ranson W.A. Margarite-corundum phyllites from the Appalachian orogen of South Carolina: Mineralogy and metamorphic history // Am. Miner. 2000. V. 85. p. 16171624.

117. Reche J., Martinez F.J. GPT: An Excel spreadsheet for thermobarometric calculations in metapelitic rocks // Computers & Geosciences, 1996. V. 22. № 7. P. 775-784.

118. Sanchez-Vizcaino V. L„ Soto J. I. Reaction zones developed between corundum metapelite and marble, Alboran Sea basement, Western Mediterranean: origin and phase relations // Can. Miner, 2002. V. 40. P. 85-101.

119. Schreyer W., Abraham K. Peraluminous sapphirine as a metastable reaction product in kyanite-gedrite-talc schist from Sar e Sang, Afghanistan // Miner. Mag., 1975. V. 40. №310. P. 171-180.

120. Schreyer W., Horrocks P.C., Abraham K. High-magnesium staurolite in a sapphirine-garnet rock from the Limpopo Belt, Southern Africa. // Contrib. Mineral. Petrol., 1984. V. 86. P. 200-207.

121. Serebryakov N.S., Rusinov V.L. High-temperature and high-pressure Ca-Na-metasomatism and corundum formation in the Precambrian Belomorian Belt (Russia) // 32nd IGC Florence 2004: Abstracts. Part 1. P. 156-157.

122. SmelikE. A, Veblen D. R. A transmission and analytical electron microscope study of exsolution microstructures and mechanisms in the orthoamphiboles anthophyllite and gedrite // Am. Miner., 1993. V. 78. P. 511-532.

123. Spear F.S. The gedrite-anthophyllite solvus and the composition limits of orthoamphibole from the Post Pond Volcanics, Vermont // Am. Miner., 1980. V. 65, P. 1103-1118.

124. Spear F.S., Rumble D. Pressure, Temperature, and Structural Evolution of the Orfordville Belt, West-Central New Hampshire // J. Petrol, 1986. V. 27. Pt. 5. P. 10711093.

125. Subramanian A. P. Mineralogy and petrology of the Sittampundi complex, Salem district, Madras State, India // Bull. Geol. Soc. Am., 1956. V. 67. P. 117.

126. Uruno K., Kanisawa S. Staurolite-bearing rocks in the Abukuma metamorphic belt, Japan//Earth science, 1965. № 81. P. 1-12.

127. Vogt T. Mineral assemblages with sapphirine and komerupine // Bull. Comission Geol. de Finland, 1947, XXIV, 140. P. 15-23.

128. Ward C.M. Magnesium staurolite and green chromian staurollte from Fiordland. New Zealand // Amer. Mineral., 1984. V. 69. P. 531-540.

129. Warren R G., Hensen B. J. Peraluminous sapphirine from the Aileron district, Arunta Block, central Australia // Min. Mag. 1987. V. 51. № 361-362. Pt. 3-4. P. 409415.

130. Ye K., LiouJ. Dehydration melting of UHP hydrous minerals and partial melting in the Northern Sulu UHP terrain, Eastern China // 32 IGC Florence 2004: Abstracts. Part 1. P. 722-723.

131. Yurkovich S. P. Ruby Mines of North Carolina // Rock & Minerals, 1985. V. 60. № 2. P. 54-57.

Информация о работе

Серебряков, Николай Станиславович
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2004
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы