Процессы образования миароловых гранитных пегматитов

Перетяжко, Игорь Сергеевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Процессы образования миароловых гранитных пегматитов
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Процессы образования миароловых гранитных пегматитов"

На правах рукописи

ПЕРЕТЯЖКО Игорь Сергеевич

ПРОЦЕССЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИАРОЛОВЫХ ГРАНИТНЫХ ПЕГМАТИТОВ

Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

1 5 ДПР 20Т0

Иркутск-2010

004601111

Работа выполнена в Институте геохимии имАП.Виноградова Сибирского отделения Российской Академии Наук, г.Иркутск

Официальные оппоненты:

доктор химических наук, Таусон Владимир Львович доктор геол.-мин. наук, Кривовичев Владимир Герасимович доктор геол.-мин. наук, Киселев Александр Ильич

Ведущая организация: Институт геологии и минералогии Сибирского отделения Российской Академии Наук, г.Новосибирск

Защита состоится 18 мая 2010 г. в 9°° часов на заседании диссертационного совета Д 003.022.02 при Институте земной коры СО РАН, по адресу: 664033, Россия, г.Иркутск, ул. Лермонтова, 128

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Иркутского научного центра СО РАН в здании Института земной коры СО РАН

Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять по указанному адресу ученому секретарю совета кандидату геол.-мин. наук Юрию Витальевичу Меньшагину, e-mail: men@crust.irk.ru

Автореферат разослан « 23 » марта 2010 г.

Ученый секретарь диссертаи----------

совета, кандидат минералогических наук

Ю.В. Меньшагин

Актуальность работы. Гранитные пегматиты с минерализованными полостями (миаролами) - один из важнейших типов месторождений пьезооптического, ювелирного и коллекционного сырья. Интенсивные геолого-минерапого-геохимические работы, проводимые в бывшем СССР, были ориентированы в основном на поиски и оценку таких месторождений в полях хрусталеносных (Казахстан) и некоторых субредкометальных (Урал, Забайкалье, Памир) пегматитов. Условия кристаллизации миароловых гранитных пегматитов из этих и других регионов мира с разной степенью детальности изучались многими исследователями. Однако оставался нерешенным целый ряд проблем, связанных с процессами формирования минерализованных полостей. Неясно было, какие особенности пегматитовой магмы приводили к появлению крупных миарол объемом от нескольких до сотен кубических метров, из сред какого состава и агрегатного состояния кристаллизовались в них разнообразные друзовые комплексы, часто сильно отличающиеся по минеральному составу даже в пределах одного пегматитового тела и вблизи друг от друга. Решение этих проблем - основная цель настоящей работы.

Задачи исследований. Для решения поставленной цели было необходимо:

- обобщить данные по минералогии и геохимии миароловых гранитных пегматитов, термобарогеохимическим исследованиям включений в минералах из пегматитовых комплексов на основе собственных и опубликованных материалов;

- изучить минералого-геохимические особенности модельных пегматитовых тел разных типов в нескольких пегматитовых полях, определить состав, свойства и агрегатное состояние минералообразующих сред, захваченных минералами пегматитов в виде включений;

- выполнить экспериментальное изучение флюидной системы, по составу сопоставимой с природными средами, участвующими в процессах формирования миарол;

- провести анализ полученной информации, используя методы численного и термодинамического моделирования.

Фактический материал и методы исследований. Основой работы послужили материалы, собранные с 1985 по 2006 годы при изучении пегматитовых полей Прибайкалья, Забайкалья, Памира и Монголии. Геохимические особенности пегматитов определялись по валовым пробам весом 20-100 кг. В Малханском поле впервые проведено сплошное бороздовое опробование по горным выработкам (канавам, расчисткам), результаты которого послужили основой для расчета средних содержаний петрогенных и редких элементов в модельных пегматитовых тепах разных типов. Изучено около 1000 валовых проб, более 2000 монофракций минералов и сотни полированных срезов минералов с включениями минералообразующих сред. В работе использованы данные, полученные с коллегами и соавторами в период многолетних совместных исследований, а также разнообразная информация из многочисленных опубликованных источников.

Применялись следующие методы анализа: РФА, химический силикатный, фотометрия пламени, атомно-эмиссионный, ICP-MS, микрозондовый, рентгенофазовый, изотопный (Rb-Sr, K-Ar, Ar-Ar). Включения минералообразующих сред изучались в криокамере конструкции В.А.Симонова [1993], криотермокамере Linkam THMSG600, термокамере Linkam-TS1500. Состав газовой фазы, выделяемой из минералав при нагревании, определялся методом газовой хроматографии. Спектры комбинационного рассеяния света жидких, газовых и кристаллических фаз изучались на KP-спектрометрах (в ИГМ СО РАН, Новосибирск). Концентрации легких и летучих элементов в стеклах из включений и продуктах экспериментов определялись методом вторично-ионной масс-спектрометрии (в ИМ РАН, Ярославль). Опыты по гомогенизации содержимого включений проводились при внешнем давлении 2-3 кбар в автоклавах (в ИГМ СО РАН, Новосибирск).

флюидов P-Q типа в процессах кристаллизации онгонитов и пегматитов; (5) Предложен метод изучения верхней области несмесимости в системах P-Q типа, а также высокотемпературной растворимости минералов, используя существенно газовые флюидные включения; (6) Обнаружены включения гепеподобных сред в минералах пегматитов; (7) Доказано формирование флюидных обособлений (будущих миарол) в пегматитовой магме до ее внедрения во вмещающие породы; (8) Показано, что друзовые минеральные комплексы в миаролах гранитных пегматитов и гранитов формировались на протяжении десятков-сотен тысяч лет при значительных вариациях флюидного давления; (9) Открыты новые минералы (висмутоколумбит, борокукеит), а также редкие разновидности Bi- и Pb-содержащих турмалинов, богатых висмутом титано-танталониобатов.

Защищаемые положения:

1. В очагах пегматитовой магмы происходила ее гетерогенизация, насыщение летучими компонентами, выделение и накопление флюидных сред разного состава и плотности. Миароловые гранитные пегматиты формировались из гетерогенной магмы, содержащей крупные флюидные обособления - будущие миаролы.

2. В процессах кристаллизации миароловых гранитных пегматитов и редкометапьных гранитоидных пород принимали участие концентрированные борнокислые флюиды, богатые бором и фтором силикатные расплавы.

3. В обогащенных бором и фтором флюидах при высоких температурах и давлениях образуются B-F-Si-Na-содержэщие комплексные соединения, а также силикатно-водно-солевые плотные жидкие фазы. Такие фазы в коллоидно-дисперсном состоянии способны экстрагировать редкие и летучие компоненты из пегматитовой магмы.

А. На магматическом этапе кристаллизации миароловых гранитных пегматитов сосуществовали несмесимые силикатные расплавы, флюиды первого и P-Q типов, а также среды коллоидной природы. Из флюидных и гепеподобных сред разного состава формировались друзовые комплексы в первичных миаролах, околомиароловые редкометальные комплексы и блоковые зоны (ядра) кварца. Автометасоматические изменения пегматитов приводили к образованию первично-вторичных минерализованных полостей. Вторичные полости, связанные с наложенными метасоматическими процессами, встречаются редко.

5. Минералообразование в миаролах (природных автоклавах) гранитных пегматитов и гранитов протекало десятки-сотни тысяч лет в широком диапазоне Р-Т условий. Разнообразие друзовых комплексов и качество кристаллосырья в миаролах определяются составом, агрегатным состоянием находившихся в них сред и значительными вариациями флюидного давления.

Практическая значимость. Основываясь на содержаниях Li, Rb, Cs в калиевых полевых шпатах и плагиоклазах разработана методика локального прогнозирования в миароловых гранитных пегматитах самоцветной минерализации [Загорский, Перетяжко, 1992]. По этой методике эксп. "Байкалкварцсамоцветы" провела в сложных горно-таежных условиях минералого-геохимическое картирование Малханского пегматитового поля, что позволило обнаружить продуктивные тела под значительными (до 2 м и более) элювиально-делювиальными отложениями. Обширная информация, обобщенная в монографии [Миароловые пегматиты, 1999], имеет энциклопедический характер.

Публикации и апробация работы. Результаты исследований опубликованы в двух монографиях и 82 работах (в т.ч. 48 статей в журналах и сборниках), докладывались на более чем двадцати научных форумах: III симпозиуме IAGC и AEG (Прага, 1990); IV пегматитовом совещании (Миасс, 1991); IMA-94 (Пиза, 1994); Симпозиуме по турмалину (Прага, 1997); IX съезде Мин. О-ва РАН (Санкт Петербург, 1999); Конференциях по термобарогеохимии (Александров, 1999, 2001, 2003); XIV совещании по экспериментальной минералогии (Черноголовка, 2001); Конференции "Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков" (Иркутск, 2002); ECROFI VII (Будапешт, 2003); IGC-32 (Флоренция, 2004); Конференции IAGOD (Владивосток, 2004); ACROFI-1 (Нанкин, 2006); Конференции "Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды" (Иркутск, 2007); Симпозиумах по гранитным пегматитам (Порто, 2007 и Ресифе, 2009); Конференции

"Граниты и эволюция Земли" (Улан-Удэ, 2008); III Конференция по термобарогеохимии и IV симпозиуме APIFIS (Москва, 2008); ECROFI-XX (Гранада, 2009) и других.

С 1996 года работа поддерживалась грантами РФФИ (96-05-64950, 01-05-64677, 04-0564389, 08-05-00471), в которых автор был руководителем.

Объем и структура работы. Диссертация объемом 433 страницы состоит из введения, восьми глав и заключения, включает 33 таблицы и 97 рисунков. Список литературы содержит 552 наименования.

Условные обозначения, принятые в автореферате: Кпш - калиевый полевой шпат, РВ и ФВ - расллавные и флюидные включения.

Благодарности. Выражаю особую благодарность В.Е.Загорскому и Б.М.Шмакину, открывшим для меня удивительный мир гранитных пегматитов. На протяжении более чем двадцати лет совместно с В.Е.Загорским проводились работы на многочисленных пегматитовых полях, а также детальные исследования. Благодарю всех работающих в разные годы сотрудников лаборатории геохимии процессов пегматитообразования -С.А.Бакшеева, В.А.Григорьеву, Л.Г.Кузнецову, Т.М.Кузьмину, Т.М.Крылову, В.М.Макагона,

B.А.Макрыгину, Л.С.Таусон, В.А.Ширяеву. Выполнению исследований способствовало общение и обсуждение результатов работ с В.А.Бычинским, Т.П.Гантимуровой, О.Гэрэл,

C.В.Ефремовым, Г.П.Зарайским, И.К.Карповым, С.И.Коноваленко, Ф.АЛетниковым, Ж.Лхамсуреном, А.Б.Перепеловым, В.Ю.Прокофьевым, Ф.Г.Рейфом, А.Н.Сапожниковым, С.З.Смирновым. Помощь при постановке и проведении экспериментов оказали З.А.Котельникова, АР.Котельников, В.С.Балицкий, С.З.Смирнов, В.Г.Томас. Без самоотверженного труда Н.И.Григорьева было бы трудно выполнить бороздовое опробование пегматитовых тел и обработать большой объем проб в полевых условиях. При проведении полевых работ помощь оказывали сотрудники геологических организаций В.И.Беляевский, В.Е.Кушнарев, А.В.Минаков, А.Д.Сотников, А.М.Скригитель и многие другие. Разные виды анализов выполнялись в Институте геохимии СО РАН (Иркутск) Г.Г.Афониной, О.Ю.Белозеровой, Ю.Д.Бобровым, Л.А.Богдановой, И.Е.Васильевой, В.А.Григорьевой, Л.Н.Матвеевой, Л.А.Павловой, Г.А.Погудиной, А.Н.Сапожниковым, Е.В.Смирновой, Л.С.Таусон, ВАШиряевой, Л.А.Чувашовой, Н.Л.Чумаковой. Значительную помощь при оформлении работы оказала Е.А.Савина, Всем приношу искреннюю благодарность.

Введение. КЛАССИФИКАЦИЯ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ

Гранитные пегматиты с миаролами относятся к миароловой фации, которая с разной степенью вероятности реализуется в пегматитах большинства пегматитовых формаций, разделяемых по давлению начального этапа минералообразования. При этом под миароловыми понимаются гранитные пегматиты любой минерагенической специализации, содержащие минерализованные полости, что нашло отражение в их классификации [Миароловые пегматиты, 1999; Загорский и др., 2003]. По степени удаленности от материнских очагов выделяются также сингенетические внутригранитные и перемещенные за их пределы во вмещающие породы, эпигенетические миароловые пегматиты.

Глава 1. РАЗМЕЩЕНИЕ И ВОЗРАСТ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ

Описаны особенности размещения и возраст полей миароловых гранитных пегматитов в следующих регионах мира: Евразии (Европа, Урал, Казахстан, Средняя Азия, Афганистан, Пакистан, Непал, Индия, Восточная Сибирь, Монголия, Китай, Юго-Восточная Азия), Африке, Северной и Южной Америке, Австралии. Обзор информации по этой теме приводится в работе [Миароловые пегматиты, 1999, с. 16-40].

Миароловые пегматиты известны на всех континентах, кроме Антарктиды. Наиболее крупные регионы развития хрустапеносных и флюоритоносных пегматитов - Центр. Казахстан и Хэнтэйский пояс в Монголии. Субредкометальные пегматиты с месторождениями топаза, аквамарина, гелиодора, турмалина развиты во многих регионах мира: в Европе, на Урале, в Забайкалье, Непале, Пакистане, США, Бразилии, некоторых районах Африки и др. Проявления редкометально-редкоземельных пегматитов с амазонитом в полостях известны только в США (Колорадо, Вирджиния, Невада) и России (Южный Урал, Кольский п-ов). Редкометальные и редкометапьно-мусковитовые пегматиты,

являющиеся месторождениями кунцита, турмалина, морганита, аквамарина, наиболее широко развиты в Бразилии (Минас-Жерайс), США (Калифорния, Мэн), Афганистане, на Мадагаскаре, в юго-западной (Намибия) и юго-восточной Африке (Замбия, Мозамбик). В мусковитовых высокобарических пегматитах миаролы встречаются очень редко. Весьма высоки предпосылки обнаружения новых месторождений миароловых пегматитов во многих районах Африки и в пределах Южно-Азиатского пегматитового мегапояса (Гиндукуш, Каракорум, Гималаи). С уменьшением возраста гранитных пегматитов от древних (нижний протерозой) к молодым (миоцен) возрастает вероятность встречаемости и количество в них минерализованных полостей.

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ПЕГМАТИТОВЫХ ПОЛЕЙ, МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ И ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ

Геологическое строение поясов, полей и месторождений миароловых пегматитов, а также особенности их минерального состава и внутреннего строения наиболее полно описаны в работе [Миароловые пегматиты, 1999, с. 41-223]. В главе приводится небольшая часть этих материалов по нескольким объектам, где автором проводились полевые работы, а именно: Хэнтэйский пегматитовый пояс в Монголии, Адун-Челонское поле и Борщовочный пегматитовый пояс (Восточное Забайкалье), Малханское поле (Центральное Забайкалье), Рангкульское поле (Центральный Памир).

Большинство крупных полей миароловых пегматитов приурочено к выступам древнего фундамента - щитам, срединным массивам, глыбам, нередко затронутым процессами активизации, и примыкающим к ним складчатым структурам либо к сводовым поднятиям в пределах складчатых областей. Пегматитовые магмы могли возникать не только в результате эволюционной дифференциации гранитных магм, но и анатектическим путем в зонах региональных разломов надвигового типа, как, например, в Непале и Кашмире. Однако для реализации миароловой фации в пегматитовых полях гораздо более предпочтительны зоны растяжения. Степень метаморфизма вмещающих миароловые пегматиты пород для большинства формаций соответствует амфиболитовой, реже эпидот-амфиболитовой фаций, и лишь для полей сингенетических внутригранитных пегматитов кристаллоносной формации низких давлений характерен слабый региональный метаморфизм, но с ореолами ороговикования вокруг пегматитоносных гранитных массивов.

Поля миароловых пегматитов приурочены к зонам влияния долгоживущих глубинных, в том числе скрытых разломов фундамента, особенно к участкам их сочленения и пересечения с поперечными разломами. Вместе с тем активный тектонический режим -неблагоприятный фактор для образования миарол в пегматитах. По-видимому, при прочих благоприятных предпосылках миароловая фация пегматитов реализуется только в тех случаях, когда процессы кристаллизации пегматитовой магмы совпадают по времени с периодами снижения активности тектонических процессов.

Сингенетические внутригранитные флюорито-хрусталеносные, топаз-берилловые и редкометально-редкоземельные миароловые пегматиты имеют преимущественно кварц-калишпатовый состав с незначительной примесью второстепенных минералов. В ряду от перечисленных пегматитов через эпигенетические субредкометальные к редкометальным миароловым пегматитам в их валовом минеральном составе за счет Кпш возрастает доля плагиоклаза (вначале альбит-олигоклаза, а затем альбита, клевеландита), литиевых алюмосиликатов и других минералов редких элементов. Сложный минеральный состав характерен редкометальным миароловым пегматитам, в которых часто встречаются литиевые слюды, сподумен, петалит, амблигонит, литиофилит, поллуцит, разнообразные танталониобаты, минералы бериллия, бора. В миароловых пегматитах слюдоносной формации возрастают количество и размеры выделений мусковита. Амазонит, являющийся характерным минералом редкометально-редкоземельных пегматитов, в незначительном количестве встречается также во флюорито-хрусталеносных, субредкометальных и редкометапьно-мусковитовых миароловых пегматитах.

В строении миароловых пегматитов любой формации в той или иной степени проявлена зональность, характер которой в значительной степени определяется формой пегматитовых теп и их положением в пространстве. Симметричная зональность свойственна изометричным, линзовидным, штокообразным, столбообразным, в меньшей степени

крутопадающим жильным телам, тогда как пологозалегающие жилы часто являются асимметрично-зональными. В последних асимметричность выражается в преобладании существенно альбитовых, нередко полосчатых аплитовидных пород со стороны их лежачего бока и крупнозернистых, до блоковых, кварц-калишпатовых комплексов вблизи висячего контакта с вмещающими породами. В сингенетических внутригранитных флюорито-хрусталеносных и топаз-берилловых пегматитах асимметричность внутреннего строения обычно обусловлена развитием зоны интенсивных минеральных изменений в "придонных" частях тел, выше которой располагаются одна или несколько миарол, перекрытых сверху кварцевым ядром. При этом масштабы околомиароловых изменений пегматита положительно коррелируют с количеством кристаллов кварца в полостях, а размеры и форма последних - с размерами и формой кварцевых ядер.

В полнозональных флюорито-хрусталеносных сингенетических топаз-берилловых и редкометально-редкоземельных миароловых пегматитах наблюдается такая последовательность зон (от ранних к поздним): аплитовая, графическая (часто несколько разновидностей), пегматоидно-блоковая, кварцевое ядро и миаролы. Основной объем тел сложен графической и пегматоидно-блоковой разновидностью пегматита. В эпигенетических субредкометальных, редкометальных, редкометально-мусковитовых и мусковитовых пегматитах границы между зонами часто расплывчатые, в них снижается относительная роль графических структур и нередко отсутствует кварцевое ядро. Разные части протяженных жильных тел могут значительно различаться по соотношению Кпш и плагиоклаза, но независимо от этого наблюдается тенденция к преимущественному развитию олигоклаза во внешних частях тел, а Кпш - во внутренних. Также характерны резкие переходы мезду контрастно различающимися по минеральному составу комплексами, например - кварц-олигокпазовым с обособлениями черного турмалина и кварц-калишпатовым без турмалина.

В любых миароловых пегматитах миаролы тяготеют к центральным частям пегматитовых тел, но могут встречаться и вблизи контактов с вмещающими породами. Они иногда сопровождаются редкометальными комплексами непостоянного состава с альбитом, слюдой (мусковитом, лепидолитом), турмалином, бериллом, поллуцитом, титано-танталониобатами и другими минералами. Масштабы проявления таких комплексов максимальны в пегматитах редкометальной формации, где они встречаются как в околомиароловых оторочках, так и образуют значительные по объему зоны. В самих редкометальных комплексах миаролы встречаются редко. Для разных пегматитовых тел одного поля, а тем более для разных пегматитовых полей характерна различная степень наполнения миарол. Наряду с полостями, имеющими свободный объем и кристаллы минералов на их стенках, встречаются разности почти полностью заполненные кристаллами, обломками пегматитовой матрицы и "песчано-глинистым" материалом. Миаролы в разных частях пегматитовых тел и даже вблизи друг от друга могут сильно различаться по минеральному составу и морфологии кристаллов в друзовых комплексах, что свидетельствует об их автономном развитии: например, одни содержат топаз, другие -берилл, третьи - оба эти минерала. То же характерно для топаза и турмалина, кунцита и турмалина либо кунцита и морганита, а также различных по цвету турмалинов.

Глава 3. МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ

Минералогия и геохимия миароловых пегматитов детально охарактеризованы в работе [Миароловые пегматиты, 1999, с. 224-425]. В минералогическом разделе этой главы приводятся данные о свойствах (в основном, о составе) лишь нескольких породообразующих (полевые шпаты, кварц), второстепенных (слюды, берилл, турмалин) и акцессорных (титано-танталониобаты) минералов миароловых пегматитов, а также новых минералов (висмутоколумбита В!(ЫЬ,Та)04 [Перетяжко и др., 1992], борокукеита иА14(8Ь,В)Ою(ОН)а радогеку е! а!., 2003]), новых и редких минеральных разновидностей (В|-и РЬ-содержащих турмалинов, богатых висмутом титано-танталониобатов, боромусковита), открытых и изученных при участии автора.

Минеральный состав миароловых пегматитов определяется их минерагенической (геохимической) специализацией и принадлежностью к определенной формации. Из флюорито-хрусталеносных и многих топаз-берилловых субредкометальных сингенетических

внутригранитных пегматитов добывается основная масса кварцевого, флюоритового, бериллового и топазового кристаллосырья. Обогащенные бором эпигенетические субредкометальные пегматиты содержат много ювелирного и коллекционного турмалина, в меньшей степени морганита, аквамарина, топаза и других более редких минералов (спессартина, данбурита, гамбергита). Из миарол сингенетических редкометально-редкоземельных пегматитов извлекают кристаллы амазонита, Кпш и кварца, а в эпигенетических телах к ним еще добавляются топаз и аквамарин. Многие редкометальные пегматиты являются месторождениями таких камней-самоцветов, как турмалин, кунцит, морганит, апатит, бразилианит. Значительное количество турмалинового кристаллосырья добывается из редкометально-мусковитовых пегматитов. В миаролах слюдоносных пегматитов встречаются кристаллы кварца, апатита и мусковита.

В пределах одной формации (подформации, эволюционного ряда) кварц-полевошпатовые зоны первичной кристаллизации миароловых и безмиароловых пегматитов по минеральному составу значимо не различаются, но могут существенно отличаться по геохимическим особенностям слагающих их минералов. Свойства большинства породообразующих, второстепенных и акцессорных минералов изменяются в зависимости от принадлежности пегматитов к определенной формации и тому или иному эволюционному ряду, а также от места и относительного времени образования минералов в пегматитовом теле. Это проявляется в эволюции состава и структурного состояния Кпш, состава слюд, турмалина и других минералов.

В миароловых пегматитах встречаются моноклинные ортоклазы (1X1=0.73-1.0), либо в разной степени трикпинные Кпш (Д^О.1-1.0) [Реге1уагЬко, гадогеку, 1999]. Среди ортоклазов менее всего распространены разности с от 0.73 до 0.80 и более всего с в диапазоне 0.8-0.9. Упорядоченные ортоклазы с Я,>0.9 встречаются крайне редко. Среди триклинных Кпш по частоте встречаемости выделяются две группы с величинами АЪ 0.1-0.4 и 0.7-1.0. При всем многообразии вариаций структурного состояния Кпш установлен ряд общих закономерностей их распределения в миароловых пегматитах. Независимо от их

возраста и формационной принадлежности для непродуктивных и слабопродуктивных на кристаллосырье тел более всего характерны ортоклазы. В первичных зонах продуктивных пегматитов наряду с моноклинными чаще встречаются минимально трикпинные и промежуточные по степени триклинности Кпш. По мере приближения к миаролам и в околомиароловых зонах возрастает доля высокоупорядоченных Кпш, в том числе и максимальных микроклинов. В миаролах кристаллы Кпш обычно менее упорядочены, здесь часто находят ортоклазы и минимально триклинные Кпш, хотя в ряде случаев отмечаются промежуточные и максимальные микроклины. Образованию в миаролах различных по структурному состоянию Кпш способствовали значительные изменения флюидного давления, температуры и состава

минерапообразующей среды.

Большинство Кпш содержат пертиты альбита (АЬ). В миаролах некоторых пегматитов иногда появляются беспертитовые разности, чаще всего во внешних зонах кристаллов. Концентрация N8 в Кпш уменьшается по мере снижения температуры и давления при их кристаллизации. Анализ характера распределения АЬ минала в Кпш хорошо согласуется с этой зависимостью (рис. 1). При переходе от наиболее высокотемпературных сингенетических хрусталеносных к эпигенетическим редкометальным и редкометально-

К, мас.%

Рис. 1. Соотношение содержания К и минала АЬ в Кпш из миароловых пегматитов [Миароловые пегматиты, 1999], 1-3 кристаппоносная формация: 1 -флюорито-хрусталеносная подформация; 2 субредкометальная подформация, топаз-берилловый ряд; 3 - субредкометальная подформация, турмалиновый ряд; 4 - редкометально-редкоземельная формация 5 - редкометальная формация и редкометально-мусковитовая подформация слюдоносной формации.

мусковитовым пегматитам, образующимся при относительно меньших температурах, средняя доля АЬ составляющей в Кпш постепенно снижается с 33 до 20 мас.%. Для Кпш хрусталеносных пегматитов характерен наибольший диапазон концентрации N8. Так, в хрустапеносных пегматитах Монголии и Центр. Казахстана встречаются Кпш, содержащие более 50 мас.% АЬ минала. В Кпш субредкометальных и редкометально-редкоземельных пегматитов уменьшаются дисперсия и средние концентрации №. Минимальное количество АЬ имеют Кпш редкометальных и редкометально-мусковитовых пегматитов (рис. 1). В пегматитах каждой формации наименьшие содержания Ыа характерны для кристаллов Кпш из миарол.

С ростом редкометальности миароповых пегматитов в Кпш происходит рост концентраций Ц ИЬ, Се (рис. 2). Для Кпш хрусталеносных, субредкометальных топаз-берилловых и редкометально-редкоземельных пегматитов

характерно небольшое количество У (в среднем 7, 12 и 3 ррт соответственно). Из них стабильно низкие содержания и (<5 ррт) присущи только Кпш из редкометально-редкоземельных пегматитов. Максимально

концентрируют и (до 550 ррт) Кпш из редкометальных и некоторых субредкометальных пегматитов. Количество ИЬ и Се закономерно возрастает в Кпш при переходе от флюорито-хрусталеносных через топаз-берилловые к редкометально-редкоземепьным пегматитам. В максимальной степени накапливают эти элементы амазониты вне зависимости от формационной принадлежности пегматитов. В пегматитовых полях Кпш из миароловых пегматитов обычно имеют более высокие средние содержания и, №, Са по сравнению с Кпш из пегматитов без миарол.

Количество слюд в минеральном балансе тел возрастает от пегматитов кристаллоносной формации к слюдоносным пегматитам. В гранит-пегматитовых сериях пород при переходе от гранитов к миароловым пегматитам в биотитах постепенно повышаются содержания С! и общая железистость. Флогопиты и аннит-флогопиты в миароловых пегматитах встречаются крайне редко. Обычно их появление связано с влиянием на процесс пегматитообразования вмещающих магнезиально-карбонатных пород.

Для спюд флюорито-хрусталеносных пегматитов характерен ряд от биотитов до циннвапьдитов (рис. 3). Редкие поздние генерации слюд в околомиароловых комплексах и в миаролах представлены фенгит-мусковитами. В субредкометальных топаз-берилловых и редкометально-редкоземельных пегматитах состав слюд изменяется от биотита до циннвальдита (криофиллита). В пегматитах Ср. Урала и Борщовочного кряжа присутствуют слюды ряда мусковит -* литиевый фенгит-мусковит, вслед за которыми в миаролах иногда кристаллизуется лепидолит. Эволюционный ряд слюд из пегматитов Адун-Челона и Ильмен проявлен наиболее полно и выглядит следующим образом: биотиты протолитиониты -> циннвальдиты (криофиллиты) --> литиевые фенгит-мусковиты -> фенгит-мусковиты.

В субредкометальных пегматитах турмалинового ряда (Забайкалье, Памир, США) слюды образуют три контрастные группы, условно разделяемые на биотиты, мусковиты и лепидолиты. Характерная особенность состава лепидолитов - максимально возможное для триоктаэдрических слюд накопление и и Р (составы приближаются к лолилитиониту). Наиболее поздние генерации слюд в миаролах представлены мусковитами, иногда борсодержащими мусковитами, в единичных случаях - боромусковитами.

В редкометально-редкоземельных пегматитах количество слюд относительно невелико. В разных зонах пегматитов чаще всего встречаются слюды, образующие

Рис. 2. Поля содержаний Li, Rb и Cs в Кпш из миароловых пегматитов [Миароловые пегматиты, 1999]. 1-4 - см. на рис.1; 5 - редкометальная формация; 6 - редкометально-мусковитовая подформация слюдоносной формации.

непрерывный ряд от магнийсодержащих аннит-сидерофиллитов к протолитионитам, циннвальдитам. В редкометальных пегматитах (Забайкалье, США) слюды эволюционируют от мусковита, фенгит-мусковита через литиевый фенгит-мусковит к трилитиониту. Слюды в миаролах и околомиароловых зонах иногда представлены литиевыми фенгит-мусковитами. Для редкометально-мусковитовых пегматитов весьма характерны значительные концентрации мусковита (в промышленных масштабах), реже -лепидолита. Имеются анализы только биотита, мусковита и лепидолита. Вероятнее всего, по аналогий с редкометальными пегматитами, здесь должны встречаться и промежуточные по составу слюды между мусковитом и трилитионитом. В слюдоносных пегматитах с миаролами среди слюд отмечаются только биотиты и мусковиты.

Количество турмалина в миароловых пегматитах возрастает от флюорито-хрусталеносных к

редкометальным и редкометально -мусковитовым пегматитам.

Месторождения турмалинового

кристаллосырья связаны с редкометально - мусковитовыми, редкометальными и

субредкометальными пегматитами турмалинового ряда. Во флюорито-хрусталеносных пегматитах

встречаются только «ферри»-турмалины с небольшим количеством дравитового и увитового миналов. Турмалины с высокой концентрацией Fe3\ в том числе и «ферри»-разновидности, характерны для пегматитов редкометально-

редкоземельной формации.

Повышенные содержания Мд определены в турмалинах из пегматитов, залегающих в магнезиальных породах. Здесь встречаются как Al-дравиты, шерл-дравиты, так и «ферри»-турмалины со значительной примесью увитового минала. По составу большинство турмалинов относится к ряду шерл-эльбаит с разным содержанием тсилаизитового (Мп) минала.

Выделяются два эволюционных ряда состава турмалина от ранних к поздним его генерациям [Загорский и др., 1989]. В первом (линия 8 на рис. 4Б) состав изменяется в следующей последовательности: шерл с примесью дравитового, бюргеритового, в меньшей степени оленитового и эльбаитового миналов -» высокомарганцевый эльбаит (эльбаит-тсипаизит) -> эльбаит -» А1-эльбаит (эльбаит-оленит). Характерная черта этого ряда - присутствие высокомарганцевых турмалинов, часто окрашенных в желтые и желто-зеленые цвета разных оттенков. Наиболее типичные объекты с такими турмалинами - субредкометальные пегматиты Малханского поля в Центр. Забайкалье, Борщовочного кряжа, Центр, и Юго-Зап. Памира, редкометальные пегматиты

Мст

и + + Т1 „ 0кт Сдф Мд + Ре2'

Рис. 3. Состав слюд из миароловых пегматитов [Миароловые пегматиты, 1999]. 1 - слюды из пегматитов, 2 - из гранитов; 3 - масутомипит; 4 -зональный кристалл циннвапьдит-масутомилита [Мепаев. Воддг, 1993]. (?2* - Ре2*+Мд2*+Мп2*; Ре3*+А13*^', Му - мусковит; Ан - аннит; Фл - флогопит; Фн - фенгит-мусковит КА^бЯ^о^о^адОи^ОНЬ; Сдф - сидерофиплит КРе2*2А13ЬА12О,0(ОН)2; Окт -октаферрианнит КРе^^Ре2*,^^!,,бЭ^О,0ОН2; Мст -масутомипит КА^иМПо^^бА^бО^бНЬ; Тлт -трилитионит; Плт-полилитионит.

Мп,Ре*\Ро!\П

Центр. Мадагаскара. Судя по цветовым характеристикам, марганецсодержащие эльбаиты должны встречаться и в миароловых пегматитах из других регионов мира. Для второго эволюционного ряда (линия 9 на рис. 4Б) характерна та же последовательность изменения состава турмалина, но высокомарганцевые разновидности в ней отсутствуют. Турмалины этого ряда известны в субредкометальных пегматитах Кангинского поля на Борщовочном кряже, редкометальных пегматитах Афганистана (Кулам), Мозамбика (Муяне), США (Мэн), Бразилии (Минас-Жерайс) и Юго-Зал. Африки (Намибия).

В большинстве случаев степень заполнения позиции щелочного катиона в турмалинах субредкометальных и редкометальных пегматитов варьирует от 100 до 60%, но встречаются разности, близкие к фоититам. Среди щелочных катионов преобладает N8, а содержание Са обычно не превышает 0.2 ф.е. (рис. 4В). Турмалины с повышенным количеством Са (0.2-0.5 ф.е.) редки и характерны для пегматитов Мадагаскара и Малханского поля. В этих же пегматитах встречаются лиддикоатиты.

Вне зависимости от принадлежности турмалина к разным эволюционным рядам, в поздних его генерациях часто происходит инверсия состава, приводящая к резкой смене окраски внешних зон кристаллов. По составу поздние генерации турмалина чаще всего соответствуют шерл-эльбаитам с небольшой примесью Ре2*, Мп, Т1 и Мд, суммарное количество которых обычно не превышает 0.3 ф.е. Кристаллизация поздних темноокрашенных генераций турмалина начинается при резкой смене условий минералообразования в миаролах после их вскрытия (разгерметизации) [Загорский,

Перетяжко. 1992]. Многократное вскрытие миарол сопровождалось дроблением кристаллосырья, что значительно ухудшало его качество.

Из анализа особенностей минералогии миароловых пегматитов сделан ряд обобщений. Физические свойств и состав минералов отражают как частные, так и общие закономерности минералообразования в пегматитах разных формаций. Наряду с типичными полостями,

формирующимися при первично-магматической кристаллизации, широко распространены первично-вторичные полости более сложной морфологии, образование которых происходипо при многократном растворении, перекристаллизации и регенерации минералов в околомиароловых зонах и в миаролах. Зачастую такие процессы протекали избирательно, затрагивая лишь часть или некоторые грани кристаллов одних минералов при полной сохранности кристаллов других минералов. Неоднократное вскрытие (разгерметизация) миарол в процессе их формирования приводило к резким изменениям флюидного давления,

□ (позиция X)

Рис. 4. Состав турмалина из субредкометальных миароловых пегматитов турмалинового ряда [Миароловые пегматиты, 1999]. 1-7 - места отбора образцов (Центр, и Вост. Забайкалье, Центр, и Юго-Зап. Памир, Непал); 8,9 - эволюционные ряды состава турмалина от ранних к поздним генерациям.

вскипанию флюида и изменению его состава. Иногда эти процессы сопровождались дроблением кристаллов и последующим образованием новых генераций минералов. Состав минералообразующих сред мог сильно различаться даже в миаролах, расположенных вблизи друг от друга. Резкая гетерогенность условий минералообразования объясняет значительные вариации свойств и состава минералов, кристаллизующихся в миароловых гранитных пегматитах. Вторичные полости, связанные с наложенными метасоматическими процессами, встречаются редко. Они отличаются от других полостей характером минерализации и структурным положением в объеме пегматитовых тел.

Независимо от специализации миароловые пегматиты обогащены относительно материнских гранитов кремнеземом, но содержат меньше фемических компонентов, а также нередко глинозема. В пегматитах, как правило, возрастают суммарные концентрации щелочей и дисперсии их содержаний. По редкоэлементному составу наиболее близки материнским гранитам флюорито-хрусталеносные пегматиты. От флюорито-хрусталеносных к редкометальным миароловым пегматитам повышается роль глинозема относительно кремнезема, марганца относительно магния и железа, натрия относительно калия, бора относительно фтора. Во всех полях с увеличением степени продуктивности пегматитов на кристаллосырье в них возрастают содержания гранитофильных редких элементов и летучих компонентов. Различия по химическому составу между разными телами в одном поле часто более значительны, чем между разными зонами в пределах тела, т.е. дифференциация в очагах накопления пегматитовой магмы и на путях ее внедрения была более значительной, чем при кристаллизации в пегматитовмещающих камерах. От первичных кварц-полевошпатовых структурных разновидностей пегматитов по химическому составу наиболее контрастно отличаются редкометальные комплексы и материал заполнения миарол. Они обогащены редкими гранитофильными и летучими элементами, а также имеют минимальные концентрации Б), повышенные - А1 и фемических компонентов.

Хрусталеносные пегматиты по геохимическим особенностям более всего близки слюдоносным и полевошпатовым пегматитам. Субредкометальные топаз-берилловые пегматиты занимают промежуточное положение между слюдоносными и редкометальными непромышленными пегматитами. Субредкометальные турмалиноносные пегматиты близки пегматитам редкометапьно-мусковитовой подформации, но характеризуются несколько более высокими уровнями содержаний и, Сэ и пониженными - Ва и вг.

Глава 4. КОНЦЕНТРИРОВАННЫЕ БОРНОКИСЛЫЕ РАСТВОРЫ, БОГАТЫЕ БОРОМ И ФТОРОМ РАСПЛАВЫ В ПРОЦЕССАХ ОБРАЗОВАНИЯ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ И РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТОИДНЫХ ПОРОД

Флюидные включения с концентрированными борнокислыми растворами и дочерними кристаллами сассолина впервые обнаружены в минералах миароловых пегматитов из многих регионов мира - Центр, и Вост. Забайкалье, Ср. Урале, Центр, и Юго-Зап. Памире, Афганистане, Пакистане, Непале, Италии (Эльба), Калифорнии, Намибии и Мадагаскаре [Перетяжко и др., 2000]. Сассолин и борнокислые растворы во включениях надежно диагностируются методом Рамановской спектроскопии по наличию сильной полосы поглощения 878-880 см"1 в КР-спектрах [Смирнов и др., 2000]. Анализ экспериментальных данных по свойствам борнокислых водно-солевых и водно-углекислотных флюидов позволил обосновать методику расчета в них концентрации Н3В03 по температурам растворения сассолина и плавления льда. Показаны возможные погрешности при оценках содержания бора во флюидах методами микротермометрии и атомно-эмиссионной спектроскопии. В изученных ФВ содержатся концентрированные водные или водно-углекислотные борнокислые флюиды с примесями хлоридов N8, К, Са (иногда - Ре, Мд, У, Сз), бикарбонатов, фторидов и других соединений. Средние содержания Н3В03 в таких флюидах составляют 6-12 мас.%, а максимальные достигают 23-27 мас.% (рис. 5).

Концентрированные борнокислые флюиды принимали участие в процессах минералообразования многих миароловых пегматитов вне зависимости от их минерального состава, формационной принадлежности, возраста и геологического положения. Обоснован вывод о кристаллизации турмалина из богатых бором гранитных (пегматитовых) расплавов и кислых водных флюидов с высокими содержаниями Н3В03. Железистый турмалин (шерл, бюргерит и др.) может кристаллизоваться и в слабощелочных флюидах. Однако такие

Н,ВО,,мас.%

30-

условия реализуются редко (например, в миаролах с аксинитом или в остаточных флюидах при образовании самых поздних темных до черного зон роста кристаллов турмалина). Гранитные пегматиты являются только небольшой частью образований, где концентрируется бор на путях его миграции в земной коре. Следовательно, высокие концентрации бора могут быть обнаружены в содержимом PB и ФВ из многих минералов, кристаллизующихся в различных магматических и гидротермальных процессах.

Ранее в петрогенетических моделях образования редкометальных гранитов и связанных с ними пород бор среди летучих компонентов не рассматривался, а основное внимание уделялось фтору и хлору [Webster et al., 1997; Thomas et al., 1999 и др.]. Начиная с 2003 года, в литературе стали все чаще обсуждаться разные аспекты поведения бора в гранит-

пегматитовых, пегматитовых и связанных с ними гидротермальных системах. После обнаружения высоких концентраций бора и фтора во включениях минералообразующих сред из гранитных пегматитов и Li-F гранитов Забайкалья, Памира и Рудных Гор стало ясно, что бор занимает важное место среди летучих элементов в процессах гранитообразования [Смирнов и др., 2003; Баданина и др., 2003; Thomas et al., 2003; Peretyazhko et al., 2004b]. Подтвердилось наше предположение [Перетяжко и др., 2000], что минералообразующие среды с высокими концентрациями бора участвовали в процессах

кристаллизации гранитоидных пород (пегматитов, гранитов, онгонитов), даже если в их минеральном составе нет минералов-концентраторов бора или они содержатся лишь в акцессорном количестве.

Опубликование работ [Smirnov et al., 1999; Peretyazhko et al., 1999; Смирнов и др., 2000; Перетяжко и др., 2000], описывающих во ФВ борнокислые растворы с сассолином и связанные с этим петрологические следствия, способствовало изучению особенностей поведения бора и фтора в магматических и гидротермальных процессах, стимулировало проведение целого ряда методических, экспериментальных и теоретических исследований. За период 2001-2010 гг. по этой теме разными авторами опубликовано около 30 статей в ведущих журналах геологического профиля как в России, так и за рубежом (приводится их краткий обзор). Результаты этих работ обсуждались на многочисленных российских и международных форумах. Обнаружение концентрированных борнокислых растворов во включениях привело к более глубокому пониманию роли экстремально обогащенных бором и фтором минералообразующих сред в процессах кристаллизации гранитных пегматитов, редкометальных интрузивных и субэффузивных гранитоидных пород.

Рис. 5. Фазовая диаграмма системы NaCI-H3B03-H20 в координатах ЫаС1-Н3ВОз [Перетяжко и др., 2000].

I-3 - субредкометальные топаз-берилловые пегматиты: 1 - Ср. Урал, 2 - Вост. Забайкалье, 3 -Центр. Памир; 4-10 - субредкометальные турмалиновые пегматиты: 4 - Центр. Памир, 5 - Юго-Зап. Памир, 6 - Центр. Забайкалье, 7 - Вост. Забайкалье, 3 - Непал, 9 - Эльба, 10 - Калифорния;

II-14 - редкометальные морганит-турмалиновые пегматиты: 11 - Калифорния, 12 - Центр. Забайкалье, 13 — Вост. Забайкалье, 14 - Мадагаскар; 15,16 -редкометальные турмалин-кунцитовые пегматиты: 15 - Калифорния, 16 - Афганистан; 17 - редкометально-мусковитовые пегматиты, Пакистан.

Глава 5. ВКЛЮЧЕНИЯ ФЛЮИДОВ: Р-У-Г-Х СВОЙСТВА ВОДНЫХ РАСТВОРОВ РАЗНЫХ ТИПОВ, ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ ДЛЯ МИАРОЛОВЫХ ГРАНИТНЫХ ПЕГМАТИТОВ И ОНГОНИТОВ

Кристаллизация магматических расплавов в широком диапазоне температур и давлений часто сопровождается выделением флюидной фазы, что создает благоприятные условия для одновременного захвата минералами РВ и ФВ. Включения магматических флюидов часто находятся в минералах пород совместно с РВ в одних зонах роста или по залеченным трещинам. Используя данные термокриометрии и Р-У-Г-Х свойства растворов, законсервированных во ФВ, можно определить давление в момент их образования. Наиболее точно такие расчеты делают по ФВ, содержащим углекислоту или водно-углекислотный раствор, поскольку свойства системы Н20-С02 хорошо изучены. Однако в состав магматических флюидов кроме углекислоты входят многие другие растворимые соединения. При реконструкции процессов минералообразования миароловых гранитных пегматитов и многих редкометальных гранитоидных пород в составе магматических и гидротермальных флюидов необходимо учитывать высокие концентрации бора и фтора. Следовательно, для корректной интерпретации данных по термокриометрическим свойствам растворов, захваченных во ФВ, необходим анализ фазовых диаграмм водных систем разных типов и состава в широком интервале Р-Тусловий.

Свойства водных флюидов при повышенных температурах и давлениях определяются, главным образом, коэффициентами растворимости входящих в их состав соединений и связанным с этим наличием или отсутствием критических явлений в насыщенных растворах. По этому признаку водные системы делятся на два основных типа 1Равич, 1974; Валяшко, 1990]. К первому относят растворы с соединениями, имеющими положительный коэффициент растворимости при повышении температуры. Во втором (или Р-О) типе растворов растворимость соединений достигает минимальных значений в точке Р вблизи критической точки воды, а при высоких температурах выше точки О значительно повышается. Из компонентов, образующих растворы первого типа, в природных флюидах, участвующих в процессах минералообразования пегматитов и гранитоидных пород, встречаются ЫаС1, КС1, Н3В03, СаС12, ЫаОН, КОН, КГ, МС1, СэС!, СбОН, намного реже -МдС12, РЬОН и некоторые другие соединения. Такие соли, как ЫаР, ия, №2С03, Ма2304, К2Б04, и2504, большинство силикатных минералов и кварц, образуют с водой растворы Р-0 типа. Для определения свойств природных флюидов без газовых компонентов (С02, СН4 и др.) по данным термокриометрии ФВ применяются фазовые диаграммы растворов первого типа, преимущественно хлоридов: №С1-Н20, №С!-КС1~Н20, МаС1-КС1-СаС12+МдС12-Н20. Общую соленость растворов в ФВ принято рассчитывать на эквивалентную концентрацию №С1 по температуре плавления льда в системе ЫаС1-Н20. При расчетах концентрации борной кислоты и солености растворов, находящихся в ФВ и РВ, нами предлагается использовать фазовую диаграмму №С1-Н3В0э-Н20 (рис. 5).

Ранее свойства растворов Р-0 типа не учитывались при интерпретации термокриометрических данных, хотя в некоторых случаях такие соли как, №Р, №2С03, сульфаты №, К, Ы входят в состав магматических и гидротермальных флюидов. Например, процессы кристаллизации богатых фтором редкометальных гранитов, пегматитов, онгонитов, толазитов, грейзенов с большой долей вероятности проходили при участии водных флюидов с высокими концентрациями фтора и натрия. Включения солевых расплавов (фторидно-сульфатных, хлоридно-сульфатных, фосфатно-сульфатных) и сопутствующих им флюидов обнаружены в минералах различных карбонатитовых комплексов [Андреева и др., 1998]. Можно ли при изучении ФВ определить тип захваченных в них флюидов и как влияют их свойства на интерпретацию термокриометрических данных? Для ответа на эти вопросы проведено сравнение хорошо изученных Р-У-Г-Хсвойств водных растворов №С1 и №Р. Применительно к ФВ проанализированы диаграммы состояния водных систем первого и Р-0 типов, которые можно использовать для изучения включений магматических и гидротермальных флюидов.

Расчеты изохор и плотности растворов в системе Н3В03-Н20 показали, что в зависимости от концентрации борной кислоты во флюиде, давление в разных миаролах гранитных пегматитов, содержащих эти флюиды, при одной температуре может различаться на десятки-сотни бар [Перетяжко, Загорский, 2002; Реге(уагЬко е1 а1., 2004Ь]. Если провести аналогию по Р-У- 1-Х свойствам борнокислых и хлоридных флюидов, относящихся к первому

типу, с плотностью ниже критических значений следует учитывать возможный рост давления в миаролах по мере снижения температуры. Так, в системе NaCI-H20 по данным [Sourirajan, Kennedy, 1962] для интервала 500-700°С характерны значительные максимумы давления ненасыщенного пара. Большая разница флюидного давления в относительно близко (десятки сантиметров, первые метры) расположенных друг от друга миаролах увеличивает вероятность их разгерметизации. Так, в пегматитах Малханского поля вскрытие некоторых миарол (особенно, крупных) по сериям новообразованных трещин приводило к "флюидным взрывам", очень быстрому вскипанию растворов и дальнейшему резкому изменению их свойств (образуются новые минеральные ассоциации или генерации минералов). Эти процессы сопровождались дроблением и последующей регенерацией кристаллов в миаролах, взаимодействием флюидов с пегматитовой матрицей по трещинам в околомиароловой зоне пегматита, в результате чего формировались многочисленные первично-вторичные миаролы сложной морфологии. В минералах из околомиароловых зон и миарол многих гранитных пегматитов мира также часто встречаются ФВ с нерастворимыми при нагревании дочерними кристаллическими фазами. Свойства растворов в таких ФВ соответствуют системе P-Q типа. Наличие области жццко-ларовой несмесимости в борнокислых флюидах первого типа, присутствие несмесимых флюидов первого и P-Q типов в пегматитовой магме приводило в дальнейшем при ее кристаллизации к видовому многообразию минералов в минерализованных полостях среди гранитов и миароловых пегматитов.

На примере анализа условий образования пород массива онгонитов Ары-Бупак, (Вост. Забайкалье) показано также, насколько важно учитывать в интерпретации термометрических данных по включениям P-V-T-X свойства водных флюидов разных типов. Во ФВ из минералов этих пород мы впервые диагностировали растворы водно-солевой системы P-Q типа [Перетяжко, Царева, 2007; Перетяжко, 2009]. Во вкрапленниках кварца и топаза из порфировых онгонитов массива совместно с РВ находятся существенно газовые

ФВ с большим пузырем и тонкой каймой раствора. Свойства растворов в таких ФВ (исчезновение жидкости независимо от ее плотности и общей солености вблизи критической точки воды, особенности растворения кристаллической фазы), а также обогащенность фтором флюидно-магматической системы в целом, свидетельствуют, что в процессах кристаллизации онгонитового

расплава принимали участие флюиды P-Q типа, предположительно NaF-содержащие с небольшой примесью других соединений, например хлоридов

Дегазация обогащенных фтором магматических флюидов через афировую зону массива приводила к образованию в породах прозопита CaAI2F4(OH)4 и водных кальциевых алюмофторидов [Перетяжко и др., 2007а], сопровождалась ростом концентраций воды (до 2-4 мас.%) и примесных элементов (Sn, W, Cs, Rb, Та, Be, Zr, Hf, Sb, As, Sc), снижением содержаний всех лантаноидов (особенно тяжелых). Попадая в афировую зону, магматический флюид P-Q типа, сосуществующий с расплавом в остаточном очаге,

Рис. 6. Р-Т проекция фазовой диаграммы системы МаР-НгО с изохорами водяного пара (штриховые линии, значения плотности в г/см3) и предполагаемыми изохорами растворов №Р (сплошные линии) по [Перетяжко, 2009]. 1 - критическая изохора воды, 2 -критическая изохора раствора с 2.1 мас.% ЫаР, 3-5 -иэохоры газовых ФВ с растворами и виллиомитом. Серым показана область наиболее вероятных Р-Т условий образования сосуществующих РВ и газовых ФВ. От точки Тр(№Р) (992°С) толстой линией показана предполагаемая проекция поверхности трехфазовых равновесий с участием жидкости, пара и виллиомита.

охлаждался, менял состав и его свойства начинали соответствовать водно-солевой системе первого типа. Следствием этого было вскипание флюида и разделение на несмесимые фазы - солевой рассол с очень высокими концентрациями С1, Р, К, Сб, Мп, Ре, А1, примесью £5, Аб и низкоплотный паровой раствор [Перетяжко и др., 2007а; Перетяжко, Царева, 2008; Реге1уаг1пко, Твагеуа, 2008]. Данный вывод подтверждают свойства и особенности состава содержимого включений минералообразующих сред. В афировых породах на юго-западном фланге массива вкрапленники кварца содержат в залеченных трещинах редкие РВ и сингенетичные им ФВ - паровых растворов и солевых рассолов.

Гомогенизация включений рассолов (кристаллические фазы занимают до 70-80 об.%) в жидкость наступала после растворения твердых фаз. Из особенностей растворения-кристаллизации фаз во включениях рассолов и данных микрозондового анализа у 25" 1 I содержимого вскрытых включений

<4МШ1кк следует, что кристаллические фазы —* \ чшйЖ* являются хлоридами, фторидами (№С1,

...______ КС1, (К,Сэ)С1, №Р). а также,

\ Ч^у <>4 вероятно, кристаллогидратами типа

\Ч {/7 ЧМ МпС12'пН20, РеС13'пН20, КРпН20, ууД А^з-пНгО [Перетяжко, Савина, 2010;

" ' \ _ •'' Реге(уаг1гко, Твагеуа, 2008].

--------------' Наличие газовых ФВ с паровыми

РРИВИВДИЯНВу. ,"".„. _ I растворами ЫаИ является признаком

1246°С VI низкобарических условий

кристаллизации онгонитов. Из анализа \'Гт" \ фазовой диаграммы ЫаР-Н20 следует, VI \ \ что давление при 600-750°С

, \ \ V (температурный интервал

Ик кристаллизации онгонитового расплава

га^КЕ^Ёь^ по данным изучения РВ) было около

400-800 бар (рис. 6). Сделанные ранее ■^^ИИИИИИИИНы^.— по газовым ФВ (расчеты на систему

№С1-Н20) оценки флюидного давления VI в период кристаллизации онгонитов

. -4 массива Ары-Булак при 650-700°С

'< . \ давали более высокие значения - от

ь ' , 800 до 1000 бар [Наумов и др., 1990].

\ \ \ \ Флюидные включения с растворами

Вщ. ,\ \ утис-4 Р-0 типа должны выдерживать нагрев

\ / до высоких температур без вскрытия

¡Ш*®®^ -/ (декрепитации). Это свойство

' " |, проверено на крупных ФВ размером 60-

■ВННННННИННшьс „ ^^^ 250 мкм по удлинению, содержащих при

1380°С щ! комнатной температуре 20-25 об.%

>£' ' _рг. « раствора. После гомогенизации в

ЯР", 1410° 1430° газовую фазу (400-430°С) нагрев до

VI , 1050°С не приводил к каким-либо

изменениям ФВ (рис. 7), Следует \ ' отметить, что газовые ФВ таких

з \ | больших размеров с раствором №С1 и

| /, ! температурой гомогенизации 500-700°С

ИиСУшгУ.; . т._ ' будут вскрываться, поскольку при

, _/ 1000°С внутривакуольное давление в

I-" них будет выше 1500 бар. При 1170-

1200°С у стенок ФВ появляется жидкая фаза, а в интервале 1200-1400°С объем жидкой фазы постепенно

увеличивается. Появление жидкости около 1200°С вызвано

Рис. 7. Существенно газовые флюидные включения в кварце из порфирового онгонита в процессе нагрева до 1430°С [Перетяжко, 2009]. Ц Ц - жидкие, V, V, -газовые фазы. Длина масштабного отрезка 50 мкм.

взаимодействием флюида с тридимитом (бывшим кварцем) на стенках включений при пересечении границы верхней области несмесимости в системе БЮг-НгО, относящейся к Р-О типу. Изменение объема и формы ФВ в диапазоне 1050-1100°С объясняется ростом внутривакуольного давления и термическим расширением минерала-хозяина (кварца) при переходе от структуры р-кварца к тридимиту.

Рис. 8. Р-Т-Х схема высокотемпературной области несмесимости и ее Т-Х проекция (с изобарами) в системе ЫаР-НгО по [Перетяжко, 2009] с учетом экспериментальных данных.

Толстыми линиями со стрелками показаны предполагаемые изохоры растворов ЫаР. Для раствора (?) с 2.1 мас.% №Р, 2-15 мас.% ЫаР (изгиб изохоры связан с увеличением концентрации соли при растворении виллиомита). Штрихпунктирная линия - критическая кривая. Пунктирная линия -составы пара в условиях трехфазных равновесий. V - пар, 1_, Ц, 1-2 - жидкости, в - кристаллы ЫaF.

Таким образом, включения с низколлотными растворами можно использовать для изучения свойств верхней области несмесимости в системах Р-0 типа (например, №Р-Н20, рис. 8) и процессов высокотемпературного взаимодействия с минералом-хозяином [Перетяжко, 2009). Например, опыты с ФВ из онгонитов массива Ары-Булак впервые показали как быстро и обратимо взаимодействует №Р-содержащий флюид низкой плотности с кварцем при температурах выше 1170-1200°С. Подобные опыты с ФВ позволяют вести прямые наблюдения за процессами высокотемпературной растворимости кварца и других минералов в зависимости от состава исходного флюида. Для этих исследований необходимо получить синтетические ФВ с растворами Р-0 типа заданного состава и плотностью ниже критических значений в залеченных трещинах или зонах роста минералов. Полученные таким образом данные важны для понимания особенностей флюид но-магматической кристаллизации различных пород и вулканических процессов, проходивших при очень высоких температурах в относительно низкобарических условиях.

Приведенные выше примеры показали, как важно учитывать Р-Т-У-Х свойства флюидов разных типов для реконструкции условий образования миароловых гранитных пегматитов и онгонитов. Необходимо определять тип захваченных во включениях флюидов, поскольку без этого нельзя, например, корректно рассчитать давление при температурах образования сосуществующих (сингенетичных) ФВ и РВ. Необоснованное отнесение растворов Р-0 типа, например, к хлоридной системе первого типа приводит к значительному завышению давления. В многокомпонентных водных системах, к которым относятся природные флюиды, температурный коэффициент растворимости соединений, а следовательно, и тип растворов может меняться в зависимости от их концентраций и Т-Р условий [Равич, Валяшко, 1965; Равич, 1974; Валяшко, 1990; Редькин и др., 2005]. Яркий тому пример, вскипание флюида в афировой зоне массива онгонитов Ары-Булак, вызванное изменением его состава при увеличении содержаний во флюиде С1, Р, К, Сэ, N8, Мп, Ре, А!.

Предсказать свойства природного флюида только по данным термометрического изучения включений без дополнительной информации о его составе весьма сложно, а порой и невозможно. Тем не менее, есть характерные признаки, указывающие на тот или иной тип

растворов во включениях. Например, постепенное растворение дочерних кристаллов при повышении температуры, совместное существование газовых и жидких включений с растворимыми фазами однозначно определяют первый тип растворов. Напичие дочерних фаз, которые не растворяются при нагревании, отсутствие признаков вскрытия газовых ФВ до очень высоких температур указывают на принадлежность растворов во включениях к системам второго типа.

Глава 6. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИЗУЧЕНИЕ СИСТЕМЫ Н3В03-ЫаР-5Ю^-Н20 при 350-800°С и 1-2 кбар, ИЗОХОРЫ И ПЛОТНОСТЬ БОРНОКИСЛЫХ ФЛЮИДОВ

Для понимания особенностей поведения флюидов с высокими концентрациями Р и В в природных процессах необходим анализ Р-У-Т-Х свойств простейших систем с участием этих элементов. Ранее для этой цели изучались водные растворы ЫаР во ФВ из кварца [Котельникова, Котельников, 2002, 2004, 2007, 2008], а также щелочные борсодержащие флюиды в системе МагО-ВгОз-вЮг-НгО [Бпжпоу е1 а1., 2005]. Более сложные по составу водосипикатные системы, в которых одновременно присутствуют Вир, при повышенных температурах и давлениях не изучались. В них вероятно образование анионов сильных кислот ВР," и Э^е2", комплексных соединений бора и фтора, а также явления полимеризации ортоборной кислоты, что может привести к принципиально иным свойствам, отличным от таковых для относительно простых систем типа НзВОз-БЮг-НгО и МаР-БЮг-НгО. В главе обсуждаются результаты экспериментального изучения фазового состояния флюида в системе ^ВОг^аР-ЗЮ^НгО при 350-800°С и 1, 2 кбар, полученные методом синтетических флюидных включений. Считается, что такие включения являются своеобразными пробоотборниками, в которых консервируются фазы, присутствующие при Р-Т условиях экспериментов. Опыты по синтезу ФВ выполнены ЗАКотепьниковой и А.Р.Котельниковым (ИЭМ РАН, Черноголовка) в реакторе гидротермальной установки высокого давления и в автоклавах.

Результаты термокриометрических измерений, фазовый состав содержимого включений

показаны на рис. 9. В условиях экспериментов 350-700°С, 1-2 кбар в изученной системе существует гомогенный флюид. При комнатной температуре в образцах кварца из опытов с исходными растворами, имеющими мольное отношение Н3ВОэ/№Р больше 2.3, во включениях кристаллизуется сассолин, а меньше 1.8 - виллиомит.

Увеличение растворимости кварца, высокая взаимная растворимость Н3В03 и в водном флюиде при повышении температуры связана с образованием комплексных соединений, в состав которых входят В, Р, Э), Ыа. Новообразованные водорастворимые комплексы не имеют полос поглощения в диапазоне частот 200-1200 см"1 КР-спектров. Во ФВ из опытов с наиболее концентрированными исходными

растворами №Р (до 10 мас.%) и Н3В03 (до 25 мас.%), выполненных при 700, 800°С и 2 кбар, в КР-спектрах водных растворов и вязкой незамерзающей жидкости кроме пика ортоборной кислоты [В(ОН)3]° появляются пики комплексов [В(ОН)4]-, полиборатов ([В406(0Н)4]2", [В303(0Н),Г, [В506(0Н)4]") и/или фторборатов ([В3Р603]3", [ВР2(ОНЫ",

■»

О ш

"1 1 1 1 1 1 - р+а+5(800}с} V 350°с □ 450°с о 700°с ♦ 80сгс (800°с)

1 1 » ^ ! ■ р+з (450°с)| р+5(450, 700°с) (450,700°с)

1 р+с1(800вс< 1 > . ! ■■ а р+иар(450, 700"с) р+иар (700°с) р+умар±в (вснрс)

15 20 25 НзВОз+№Р, мас.% Рис. 9. Фазовый состав флюидных фаз во включениях в зависимости от мольного отношения НзВОэМаР и суммы Н3В03, ЫаР в исходных растворах опытов [Перетяжко и др., 2010]. Сплошной линией разделены области существования флюида (Р), дочерних кристаллов сассолина (в) и ЫаР. Штриховыми линиями ограничены области, в которых при 800°С и 2 кбар образуется стеклоподобная фаза, стекло (а) или вязкая жидкость (Щ.

[ВР3(ОН)]\ [ВР4]"). Равновесие меаду жидкими, газовыми и твердыми фазами в таких включениях после проведения опытов устанавливается крайне медленно - многие месяцы, возможно, годы.

При 800"С и 2 кбар широко проявлены явления жидкостной несмесимости. В опытах с исходными содержаниями в растворах 2.4-8.6 мас.% Н3В03 и 0.6-1.6 мас.% №Р сосуществуют водный флюид и плотная водно-силикатного жидкость, которая после охлаждения трансформируется в стекло или стеклоподобную фазу. Увеличение концентрации бора (до 25 мас.% Н3В03) и фтора (до 5-10 мас.% №Р) приводит к образованию несмесимых фаз - вязкой незамерзающей жидкости и трех водных флюидов разного состава и плотности. Один из них является низкоплотным паровым раствором, а два других жидких имеют более высокую плотность и насыщены при комнатной температуре борной кислотой или фторидом натрия. В условиях опыта 800°С, 2 кбар несмесимые флюидные фазы, вероятнее всего, находились в дисперсно-коллоидном состоянии. Водно-силикатная жидкость (стекло или стекпоподобная фаза после охлаждения) и вязкая незамерзающая жидкость с консистенцией геля или студня образовались при высокотемпературном взаимодействии водного флюида с кварцем. Водно-силикатная жидкость обладает повышенной экстрагирующей способностью в отношении элементов-примесей, присутствующих в исходной шихте даже в следовых количествах. По всей видимости, высокая вязкость водно-силикатной жидкости является следствием полимеризации кремнекислых растворимых соединений, в то время как повышенная вязкость незамерзающей жидкости связана с полимеризацией комплексов полиборатов и/или фторзамещенных полиборатов при участии и N8.

Наличие гомогенного флюида в интервале 350-700°С и 1-2 кбар, появление несмесимых фаз при 800°С, рост кристалла в водном растворе с повышением температуры, расслаивание флюида в некоторых ФВ на две жидкости и пар вблизи критической точки воды дают все основания считать, что часть изученных растворов в системе НэВОз-МаР~ вЮг-НгО относится к Р-0 типу, осложненному метастабильной или стабильной областью расслаивания (рис. 10). Метастабильные флюидные равновесия переходят в стабильные за

счет образования новых комплексных соединений в результате взаимодействия кварца с В-Р-содержащим флюидом при 800°С и 2 кбар. В системе Н3В03-МаГ-ЭЮг-НгО при таких Р-Т условиях находятся также борнокислые растворы, относящиеся к системе первого типа (захватывались во включениях с сассолином). Т.е. в условиях опытов сосуществуют несмесимые флюидные фазы первого и Р-0 типов.

Экспериментальные данные

позволяют предположить, что в природных флюидах с высокими концентрациями бора и фтора вероятны проявления жидкостной несмесимости. В высокотемпературной области

происходит разделение флюида на существенно борную (первый тип) и фторную (Р-0 тип) концентрированные жидкости, а вблизи критической точки воды возможно стабильное

сосуществование двух жидкостей и пара (рис. 10). В концентрированных В-Р-содержащих флюидах при 800°С существуют силикатно-водно-солевые вязкие жидкие фазы. Дисперсно-коллоидное состояние таких фаз будет способствовать экстрагированию из

Рис. 10. Разные варианты расслоения флюидных фаз во включениях [Перетяжко и др., 2010]. 1,2-водные растворы разной плотности, 3 - газовый или усадочный пузырь, 4 - критические явления, 5 -вязкая незамерзающая жидкость (VI), 6 - кристалл МаР, схематично показано изменение его объема и формы от кубической (квадрат) до округлой (круг) при повышении температуры, 7 - сасссотин. Стрелки на изображениях включений показывают перемещение межфазовой границы при повышении температуры.

5000-

окружающего их флюида и/или расплава многих элементов, в т.ч. редких и рудных. Преобразование дисперсно-коллоидных фаз при охлаждении в стекпоподобные массы или вязкие жидкости (гели, студни) и последующая их раскристаллизация в интервале относительно низких температур приведет к выделению свободного флюида (истинного раствора), обогащенного этими элементами. Водные флюиды с растворимыми В-Р-содержащими комплексными соединениями и силикатно-водно-солевые дисперсно-коллоидные фазы могли принимать участие в процессах образования гранитных пегматитов, редкометальных гранитов, онгонитов, кислых вулканитов и др. пород.

При изучении процессов минералообразования с участием обогащенных борной кислотой флюидов необходимы данные об их свойствах в широком диапазоне Р-7" условий. В частности, для примерных оценок флюидного давления при кристаллизации минералов в миаролах гранитных пегматитов нужно определить положение изохор борнокислых растворов для разных температур и давлений. В настоящее время нет экспериментальных данных, описывающих Р-ТЛ/ свойства концентрированных борнокислых растворов (также как и других более сложных многокомпонентных флюидных систем с участие борной кислоты). Вместе с тем, для простых систем типа Н2О-Н3ВО3 некоторые из них могут быть получены методом термодинамического моделирования.

Результаты моделирования

равновесного состава системы Н20-Н3В03 путем минимизации изобарно-изотермического потенциала 0(Т,Р) Гиббса с помощью программного комплекса Селектор [Кагроу а1., 1997] показали, что основным компонентом борнокислого раствора (рН 3.4-4.4) является комплекс В(ОН)3°, а среди газов преобладает молекулярная форма ортоборной кислоты Н3ВО3. Значимые величины парциальных давлений имеют также водорастворимые комплексы Н3В306 и В02\ но их суммарный вклад в общее давление газовой фазы не превышает нескольких процентов. Используя полученные значения объемов борнокислых растворов на кривых фазового равновесия пар-жидкость, методом минимизации потенциала Гельмгольца А(Т,\/) в изохорических условиях были рассчитаны давление флюида до 10 кбар и величины дР/бТ при температуре от 100 до 700°С.

Углы наклона изохор (6Р/6Т) в системе Н20-Н3В03 значительно отличаются от таковых для растворов №С1 и чистой воды в интервале температур 100-300°С (рис.11). При Т<300°С изохоры воды круче, чем у борнокислых растворов, а при одной концентрации Н3В03 величина (¡РШ

Рис. 11. Рассчитанные изохоры в системе Н20-Н3В03 [Peretyazhko et al., 2004b). Стрелками на изохорах показано увеличение содержания Н3В03 во флюиде. Штриховая линия - изохора раствора с 10 мас.% NaCI по [Наумов, 1982], Н2Окр -критическая точка воды. Серым фоном выделена область, для которой были известны значения плотности борнокислых растворов.

уменьшается с повышением температуры. Рост температуры от 100 до 300°С приводит к сближению изохор борнокислых растворов и воды, а при 305°С изохоры совпадают (т.е. величина dP/dT остается постоянной и не зависит от температуры и концентрации Н3В03 во флюиде). Для более высоких температур изохоры борнокислых растворов идут круче, чем у воды (рис. 11). Подобная инверсия положения изохор растворов относительно изохор воды характерна для многих водно-солевых систем [Самойлович, 1969J. Из расчетов следует, что плотность водного флюида с добавлением растворимых компонентов одной концентрации возрастает в меньшей степени для Н3В03, чем для NaCI, CaCI2, KCl, LiCI, NH4CI, NaOH, Na2C03, К2С03. Поэтому, положение изохор борнокислых и водно-солевых растворов существенно различаются в области высоких температур и давлений.

Глава 7. ВКЛЮЧЕНИЯ МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИХ СРЕД В МИНЕРАЛАХ, Р-Т-Х ПАРАМЕТРЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ

Для большинства пегматитовых формаций накоплен относительно небольшой объем данных по Р-Т-Х свойствам включений в минералах. Больше всего термобарогеохимическими методами изучались пегматиты кристаллоносной формации -флюорито-хрусталеносные и, в меньшей степени, субредкометальные. Имеющиеся данные по составу и свойствам минералообразующих сред в редкометальных и слюдоносных пегматитах, за исключением единичных случаев, характеризуют лишь их массивные разновидности, не содержащие миарол. Приводится обзор опубликованных данных по свойствам и составу содержимого ФВ и РВ в минералах из миароловых гранитных пегматитов разных формаций, а также генетически связанных с ними гранитов.

Изучение минералообразующих сред свидетельствует о насыщенности силикатных расплавов, из которых образовались миароловые гранитные пегматиты разных формаций, разнообразными летучими компонентами. Это подтверждается частым (»нахождением в минералах, начиная с ранних зон пегматитовых тел, сингенетичных первичных РВ и ФВ (реже - включений солевых рассолов). Содержание Н20 в пегматитовых расплавах могло достигать 7-10 мас.%. В ряду от флюорито-хрусталеносных через субредкометальные к редкометальным миароловым пегматитам, т.е. по мере возрастания литостатической нагрузки возрастает флюидное давление и снижается темепатура начальных этапов их образования. При насыщенности исходных расплавов летучими компонентами (главным образом, водой) в некоторых внутригранитных сингенетических флюорито-хрусталеносных и топаз-берилловых пегматитах под действием автоклавного эффекта на позднемагматическом этапе достигалось давление, близкое таковому в редкометальных пегматитах (до 3 кбар, возможно и выше). Независимо от глубины образования пегматитов, флюидное давление в миаролах, как правило, превышало величину вероятной литостатической нагрузки.

Особенности состава минералообразующих сред свидетельствуют о том, что по сравнению с сингенетическими внутригранитными флюорито-хрусталеносными пегматитами в эпигенетических перемещенных во вмещающие породы субредкометальных и редкометальных миароловых пегматитах возрастала относительная роль С02 и особенно бора. Исключительно важную роль при формировании месторождений топаза, берилла, кунцита и особенно турмалина, связанных с субредкометальными, редкометальными и редкометально-мусковитовыми пегматитами, играла ортоборная кислота, содержание которой во флюидах достигало иногда 27 мас.% (гл. 4).

В отдельных разделах обсуадаются условия образования миароловых пегматитов Рангкульского поля на Центр. Памире и Малханского поля в Центр. Забайкалье, а также приводится обзор имеющихся данных по флюидным средам коллоидной природы, принимавшим участие в процессах образования гранитных пегматитов и других пород.

Минералого-геохимическая специфика жилы Амазонитовая (Рангкульское поле) определяется ее приуроченностью к серии жильных гранитов, аплит-пегматитов и пегматитов с фторной геохимической специализацией в пределах Кукуртского самоцветного узла [Перетяжко и др., 1999]. Процессы магматической кристаллизации жилы завершились образованием серии миарол с крупными кристаллами кварца, зонального амазонит-адуляра, топаза. Во всех зонах пегматита Кпш представлены смесью моноклинных и триклинных фаз. От контактов к центру жилы возрастает интенсивность амазонитовой окраски и концентрации РЬ, и Т1 в Кпш. Минералообразование в околомиароловой зоне и в миаролах происходило при температуре 360-160°С и давлении 1050-420 бар из борнокислых хлоридно-фторидно-бикарбонатных калий-натровых растворов с концентрацией солей 11.4-3.5 мас.% экв. №С1, углекислоты 20.2-10.6 мас.% и 6-10 мас.% Н3В03 (часть бора могла входить во фторборные растворимые комплексы). В составе минералообразующего флюида при образовании кристаллов амазонит-адуляра в миаролах был метан (0.2-0.3 мас.%) и, вероятно, более тяжелые углеводороды. В процессе формирования друзовых комплексов происходило неоднократное вскрытие (разгерметизация) миарол, которое сопровождалось трещинообразованием, сбросом давления, вскипанием (гетерогенизацией) флюида, выравниванием давления и состава флюида между первоначально изолированными миаролами. В присутствии кипящего водно-

углекислотного флюида возрастала скорость роста кристаллов Кпш и вместо амазонита кристаллизовался менее упорядоченный моноклинный барийсодержащий адуляр. В результате наложенного гидротермального процесса метастабильные при низких температурах ортоклазы из первичных зон пегматита претерпели твердофазовую структурную перестройку с образованием триклинных фаз. Степень структурной упорядоченности вновь образованных триклинных фаз возрастает прямо пропорционально интенсивности изменения моноклинных Кпш и максимально упорядоченные микроклины содержат только следы моноклинных фаз. Триклинизация Кпш происходила после кристаллизации всего пегматитового тела в результате воздействия гидротермальных флюидов, связанных с щелочным метасоматозом, широко проявленным в пределах Музкольского метаморфического комплекса после внедрения гранитов и жильных серий пегматитов.

По результатам термобарометрического изучения условия образования кристаллов прозрачного скаполита из вторичных миарол пегматитовых тел Верхнее и Перевальное весьма близки таковым для кристаллов скаполита из метасоматических зон месторождения Кукурт [Прокофьев и др., 2000]. В обоих случаях скаполит кристаллизовался при участии хлоридных рассолов с концентрацией солей 71-53 мас.% экв. NaCI и сингенетичных им углекислотных флюидов при давлении 3.7-1.3 кбар и температуре 580-450°С. В то же время установлено, что минералы в первичных миаролах и в околомиароловых зонах пегматитов Рангкульского поля, в том числе и жиле Амазонитовая, формировались при более низкой температурах (380-160°С) и давлениях (1.5-0.4 кбар). Образование вторичных полостей со скаполитом осуществлялось после кристаллизации массивных первично-магматических зон в пегматитах этого района. Оно могло происходить как на постмагматическом этапе, в том числе и параллельно с формированием околомиароловых комплексов и первичных миарол, так и быть оторванным во времени от процессов пегматитообразования. В первом случае нельзя исключать возможность смешения наложенных на пегматиты высокотемпературных хлоридных рассолов, ответственных за формирование вторичных полостей в пегматитах, с пегматитовыми флюидами.

В Малханском поле магматическому этапу формирования турмапиноносных пегматитов по PB в кварце ранних кварц-полевошпатовых зон соответствует температура 700-550°С. Для минералов из околомиароловых комплексов и полостей (кварц, турмалин, берилл, данбурит) характерны включения низкосолевых (< 7 мас.% экв. NaCI) борнокислых флюидов с широкими вариациями содержания Н3В03 от 3.2 до 26.5 мас.%. Анализ данных по включениям в кварце из миаролы в жиле Октябрьская [Peretyazhko et al., 2004b] свидетельствует, что при кристаллизации кварц-олигоклазового комплекса вблизи миаролы сосуществовали две фазы - силикатный расплав и борнокислый флюид. В кварце из околомиаролового кварц-альбитового комплекса и в кристаллах кварца из миаролы обнаружены необычные включения с продуктами раскристаллизации гелеподобных сред или силикатных гелей. Минеральный состав включений гелей в кристаллах кварца на стенках миаролы существенно отличается от такового в друзовом комплексе из миаролы. В кристаллическом агрегате из включений гелей преобладают слюды, обогащенные Cs и В (промежуточного состава между мусковитом, боромусковитом и нанпингитом CsAI2[AISi3Oio](OH,F)2), а в друзовом комплексе на стенках миаролы - кварц и полевые шпаты. В составе переплавленных стекол таких включений обнаружены высокие концентрации Cs, В, F, Н20, Ве, Та, Nb, что существенно отличает их от стекол из обычных PB, в которых захватывались силикатные расплавы, например, при кристаллизации кварц-полевошпатовых комплексов пегматитов. Составы переппавленных стекол сопоставимы по максимальным содержаниям элементов со стеклами из включений в кварце пегматитов Саксонии, которые авторы работы [Thomas et al., 2000] считают расплавными. В отличие от них стекла включений гелей из кварца жилы Октябрьская имеют более высокие концентрации Cs, Li и не содержат Cl, Р, Sn. Аргументы, представленные в следующем разделе, позволяют считать, что при росте кристаллов кварца в миаролах жилы Октябрьская включениями захватывались не остаточные силикатные расплавы, а минералообразующие среды коллоидной природы.

Коллоиды - высокодисперсные микрогетерогенные системы, промежуточные между истинными растворами и суспензиями или эмульсиями (т.е. грубодисперсными системами) с размером частиц дисперсной фазы 0.1-0.01 мкм. Средой для дисперсных фаз может быть

любой растворитель. К коллоидам относят обычные коллоидные растворы - золи и коагулированные или структуированные системы - гели. Студни также называют гелями. В значительной мере этому способствует единое происхождение слов "желе" и "гель" (gel - от латинского студень). Студни или гели - концентрированные растворы высокомолекулярного вещества и низкомолекулярной жидкости. В результате процесса синерезиса объем студня уменьшается за счет выделения растворителя. Система полимерные молекулы-растворитель по многим свойствам (эффекту Тиндаля - рассеянию света или опалесценции, непроходимости через полупроницаемые мембраны и др.) становится подобной обычным коллоидам. Большинство студней способно к пептизации -переходу в коллоидный раствор при увеличении концентрации растворителя. Со временем в коллоидных растворах цепочечные полимерные молекулы под действием сил поверхностного натяжения сворачиваются в глобулы, которые затем осаждаются в растворителе и формируют в разной степени плотноупакованные структуры. Представленные в этом разделе экспериментальные и природные наблюдения относятся к студнеобразному или желеобразному состоянию вещества, которые мы, также как и авторы многих публикаций по этой проблеме, называем гелями.

Считается, что коллоидные среды присутствуют в низкотемпературных гидротермальных процессах, связанных с вулканогенной деятельностью (образуются опалы, халцедоны и другие производные кремнезема). Ранее обсуждались также модели формирования рудных гидротермальных месторождений разного генезиса при участии коллоидных растворов и гелей [Chukhrov, 1955; BeteKhtin, 1955]. Примерами продуктов преобразования подобных сред являются метаколлоидные руды различных генетических типов. Не вызывает сомнений факт участия коллоидных сред в приповерхностных условиях и гидротермальных процессах при относительно невысоких температурах (ниже 300°С). Однако до сих пор не ясно, могут ли коллоиды существовать при более высоких температурах и давлениях. Решение этой проблемы имеет большое значение, поскольку процессы массопереноса вещества и кристаллизации минералов в истинных и коллоидных растворах различаются коренным образом. Гели, в зависимости от содержания в них флюида, обладают текучестью. Они являются прекрасной средой для зародышеобразования кристаллов и диффузии компонентов, необходимых для их дальнейшего роста. Предполагается даже, что из гелеподобных сред могли формироваться кварц-полевошпатовые комплексы первичной кристаллизации пегматитов [Taylor, 2005).

Обсуждаются экспериментальные работы, в которых, по мнению их авторов, обнаружено коллоидное состояния минералообразующей среды при высоких температурах и давлениях. Такие среды, называемые "тяжелым флюидом, силикотермальным флюидом, стеклообразной фазой, вязкой жидкостью, силикагелем или гелем", находили при изучении систем K2Si03-Si02-H20 [Morey, Fenner, 1917], K20-C02-Si02-H20 [Morey, Fleischer, 1940; Wilkinson et al. 1996], H20-Si02-Na0H и H20-Si0?-Na2C03 [Tuttle, Friedman, 1948; Танеев, Румянцева, 1971], Na20-Si02-H20-C02 [Бутузов, Брятов, 1957; Валяшко, 1990], (Na20, К20, Cs20)-Si02-H20 [Румянцев, 1999], Na20-Lis0-Si02-H20-C02 [Balitsky et al., 2000], Na2C03-Al203-H20 [Peretyazhko et al., 2004a], Na20-Si0^-B203-H20 [Smirnov et al., 2005], Si02-NaF-H20+NaCI [Котельникова, Котельников, 2002, 2004, 2008], онгонит-НгО-HF [Коваленко, Коваленко, 1976], гранит+B+F+P [Veksler et al., 2002], Si02-NaF-H20-H3B03 (см. гл. 6). Среды коллоидной природы формировались в широком диапазоне температур (250-800°С) и давлений (50-2500 бар) за счет взаимодействия флюида с кристаллическими фазами и/или силикатными расплавами. Их образование связано с процессами полимеризации и гелирования растворенных форм кремнезема, глинозема и других компонентов. По нашему мнению гелеподобные среды (melt-like gels) можно рассматривать как переходное состояние минералообразующей среды между обычным силикатным расплавом и гидротермальным (истинным) флюидом. Механизм образования гелей в результате взаимодействия флюида и расплава может быть подобен тому, как в обогащенном силикатными компонентами флюиде формируются "конденсированные" капли гранитного состава [Пуртов и др., 1997].

Имеющиеся данные позволяют предположить, что в эндогенных магматических и гидротермальных процессах при определенных Р-Т-Х условиях образуются гели кремнекислого состава с высокими содержаниями адсорбированных щелочных (Na, К, Cs, Rb), летучих (Н20, В, F) и многих редких элементов. Гели - метастабильные образования, которые изменяются в течение длительных геологических процессов. О присутствии

подобных сред можно судить только по продуктам их мастичной или полной раскристаллизации. В большинстве случаев это крайне сложно сделать. Так, реликтовые макро- и микроскопические признаки колломорфных образований встречаются в "низкотемпературных" рудах и фиксируются гораздо реже в месторождениях, сформированных в условиях более высоких температур и давлений [Бетехтин, 1955].

Исходя из особенностей внутреннего строения и состава коллоидных алюмосиликатных сред по экспериментальным данным, можно ожидать их трансформацию со временем в ассоциации минералов с полимеризованными силикатными каркасами. Для относительно высоких температур наиболее вероятно образование полевошпатово-слюдистых комплексов, а с понижением температуры - цеолитово-глинистых. Такие минеральные ассоциации часто встречаются в материале заполнения миарол гранитных пегматитов. В некоторых случаях тенеподобные среды могли захватываться во включениях минералов. Что произойдет с такими включениями после кристаллизации расплава? По мере медленного охлаждения, гель в закрытом объеме включения уплотнится за счет выделения из него флюида. По экспериментальным данным наиболее вероятными формами преобразования силикатного геля являются сноповидные, глобуловидные, сферуловидные обособления [Bettermann, Liebau, 1975; Oehler, 1976; Clemens, 1995]. В зависимости от соотношения элементов в исходном составе геля возможно дальнейшие постепенное изменение силикатного или алюмосиликатного каркаса и образование кристаллических фаз (слюд, полевых шпатов, глинистых минералов, цеолитов и др.). Если по мере снижения температуры выделяемый из геля флюид насытится растворимыми компонентами, произойдет кристаллизация дочерних кристаллов (например, солей, борной кислоты и др.). В зависимости от количества заключенного в геле флюида продукты его преобразования (частичной или полной раскристаллизации) во включениях по внешним признакам могут быть очень похожи на РВ гетерогенного или гомогенного захвата. Очевидно, диагностировать включения с гепеподобными средами крайне сложно. Сформулированы основные свойства таких включений, которые отличают их от включений силикатных расплавов.

1. Появление включений с гелями можно ожидать в минералах, образованных при участии флюидов, содержащих значительные концентрации растворимых соединений (солей, кислотных или щелочных компонентов), которые возникают в них за счет взаимодействия с породообразующими минералами и/или расплавами. Например, высокие концентрации бора и фтора во флюидах при температуре 350-800°С и давлении 1-2 кбар приводят к повышению растворимости кремнезема и образованию комплексных соединений с участием Si, В, F, Na [Перетяжко и др., 2010]. Такие флюиды участвуют в процессах кристаллизации турмалиноносных миароловых пегматитов, редкометальных Li-F гранитов, онгонитов, а также, вероятно, топазовых грейзенов, боросиликатных скарнов.

2. Включения гелей могут встречаться в ассоциации с многочисленными сингенетичными ФВ в минералах, образованных при гидротермальных процессах, когда существование силикатного расплава маловероятно. Например, промежуточные и поздние зоны роста кристаллов кварца и других минералов в миаролах пегматитов образуются из флюидной среды после магматической кристаллизации околомиароловых комплексов.

3. Поскольку гели по способу образования и механизму преобразования отличаются от силикатного расплава, температурный интервал плавления содержимого включений геля нельзя отождествлять с ликвидус-солидусным интервалом плавления содержимого РВ. В опытах по гомогенизации включений гелей вследствие этого могут получаться очень высокие температуры плавления или широкий интервал температур мемзду началом и концом плавления кристаллических фаз, что не свойственно силикатным расплавам.

4. По составу закаленные стекла во включениях гелей будут сильно отличаться от состава вмещающей породы как по соотношению макрокомпонентов (Si, AI, Na, К), так и примесных элементов. Составы стекол могут быть как максимально кремнекислыми (если захватывались силикагели), так и значительно обогащенными водой, летучими и редкими элементами (например, как тенеподобные среды, обнаруженные в экспериментах с гранитом+B+F+P [Veksler et al„ 2002]).

Включения в кристаллах кварца из миаролы жилы Октябрьская по всем признакам соответствуют включениям гелей. Необходимо еще раз подчеркнуть, что отличить такие включения от обычных РВ крайне сложно. Следствием путаницы в диагностике типов

включений могут быть значительные ошибки в оценках Р-Т условий минералообразования. Например, температуры плавления кристаллических фаз во включениях гелей могут быть значительно выше температуры ликвидуса даже маловодного силикатного расплава. В то же время, появление таких противоречивых температур наряду с составом стекол во включениях, которые значительно отличаются по соотношению макро- и микрокомпонентов от кислых силикатных расплавов, помогут отличить включения гелей от обычных PB.

Включения гелей обнаружены в минералах друзовых и редкометальных комплексов во многих пегматитовых телах Малханского поля. Такие включения имеются также в минералах из миарол гранитных пегматитов Юго-Зап. и Центр. Памира, Вост. Забайкалья, Непала, Намибии, Мадагаскара, Эльбы и других регионов мира. Несколько примеров включений гелей показано на рис. 12. После опубликования первых данных по свойствам включений гелей в кристаллах кварца из миарол пегматитов Забайкалья и Памира [Peretyazhko et al., 2004а], такие включения стали находить другие исследователи. Например, включения силикагелей, близких по составу к системе Si02-Na20-H20, обнаружены в ахроите из пегматитов Малханского поля и в кварце из пегматитов района Ehrenfriedersdorf [Thomas, Davidson, 2008]. имеющихся экспериментальных данных свидетельствуют, что процессы образования друзовых комплексов в миаролах гранитных пегматитов проходили при участии разных по составу гелей - силикатных и алюмосиликатных со значительными вариациями содержаний воды, Si, Al, Na, В, F, Cs, Li, Be, Ta, Nb и других элементов. В данном разделе аргументируется вывод, что силикатные гели являются минералообразующей средой, из которой формировались крупные блоковые кварцевые зоны (ядра) в пегматитах и существенно кварцевые пегматитовые тела (силикситы). Редкометальные комплексы (в т.ч. и околомиароловые) гранитных пегматитов с широкими вариациями минерального состава и часто невыдержанным соотношением минералов (турмалина, лепидолита, петалита или сподумена, иногда - поллуцита, топаза, апатита, флюорита, танталониобатов и др.) также могли формироваться из гелеподобных сред. Необычные включения со средами, имеющими свойства близкие к гелям, встречались и в других (непегматитовых) эндогенных породах. Например, в работе [Williamson et al., 1997] описаны подобные включения в топазе из грейзена и сделан вывод о коллоидной природе заключенной в них силикатной фазы.

Глава 8. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛИЗОВАННЫХ ПОЛОСТЕЙ (МИАРОЛ) В ГРАНИТНЫХ ПЕГМАТИТАХ И ГРАНИТАХ

Кислые силикатные расплавы по отношению к средним и основным имеют более высокую вязкость, меньшие температуры ликвидуса и солидуса. В кислых расплавах может раствориться значительное количество воды, других летучих и солевых компонентов. Все это создает благоприятные условия для выделения и накопления флюидных фаз разного состава в объеме магматических камер при дегазации гранитоидных магм. Поэтому минерализованные полости, чаще всего, встречаются в гранитах и гранитных пегматитах. Граниты миаролитовой текстуры известны в Австралии [Candela, Blevin, 1995], США [Piccoli et al., 1996], Финляндии [Haapala, 1997], Китае [Weizhou et al., 2000], Японии [Ohtani et al., 2001] и других странах, a гранитные пегматиты с минерализованными полостями - во многих регионах мира [Миароловые пегматиты, 1999].

Рис. 12. Включения с продуктами преобразования гелей (показаны стрелками) в кристаллах кварца из миарол [Реге(уагЬко е! а1., 2004а). А, В, С -Малханское поле, О - Рангкульское поле. V -газовый пузырь. Масштабная линейка 25 мкм.

Состав содержимого включений и анализ

До настоящего времени нет единого мнения об условиях образования миарол, особенно крупных, в гранитных пегматитах [Миароповые пегматиты, 1999; London, 2008]. В модели Джанса-Бэрнема [Jahns, Burnham, 1969] без каких-либо обоснований считается возможным их формирование за счет накопления флюидных фаз в пегматитовых камерах на этапе кристаллизации силикатных расплавов, обогащенных летучими компонентами. В главе приводятся доказательства того, что такие представления не применимы дпя перемещенных во вмещающие породы эпигенетических гранитных пегматитов. Этот вывод основан на анализе данных по реологическим свойствам кислых силикатных расплавов, плотностям магматических флюидов, скоростям всплытия флюидных пузырей и расчетам длительности кристаллизации гранитных расплавов.

Первичное кипение силикатного расплава происходит при Р-Т условиях, которые во многом определяются количеством растворенного в нем флюида. Образование и рост флюидных пузырей может начаться, когда суммарное парциальное давление летучих компонентов, содержащихся в расплаве, превысит литостатическую нагрузку. Флюидная фаза выделяется как в результате перемещения магмы к верхним горизонтам земной коры за счет снижения внешнего давления (в меньшей степени - температуры), так и при механическом вскрытии (декомпрессии) магматической камеры. В ходе первичного кипения в интервале температур выше ликвидуса расплав теряет только часть флюида. Его значительное количество выделяется также после начала кристаллизации расплава в процессе вторичного кипения, связанного с увеличением мольной доли летучих компонентов до уровня насыщения за счет образования силикатных минералов, преимущественно безводных. Такие условия достигаются на разных этапах кристаллизации большинства водосодержащих силикатных магм. Если пузыри свободного флюида не успевают покинуть магматическую камеру, то на их месте после кристаллизации расплава образуются микро- и макрополости. Присутствие бора и фтора повышает растворимость воды в гранитном расплаве, снижает его плотность и вязкость, влияет на ликвидус и солидус, расширяет попе кристаллизации кварца и смещает минимум системы Qtz-Ab-Or в сторону альбитового угла [Pichavant et al„ 1981; Manning, Pichavant, 1983; Dingwell et a!., 1996]. Влияние воды, В, F на температуру ликвидуса усиливается в присутствии U и Р [Holtz et al., 1993]. Следовательно, в гранитных или пегматитовых расплавах, богатых F, В, Li, Р, из-за повышения растворимости в них воды none L (расплав)+\/ (флюид) несколько сокращается по давлению, но за счет смещения ликвидуса и солидуса в сторону более низких температур расширяются -области, где существует фаза свободного флюида V. Поэтому, при внешнем давлении менее 2 кбар, в значительном интервале температур создаются наиболее благоприятные условия для дегазации обогащенных летучими компонентами гранитных магм, перемещения и накопления в них флюидных фаз.

При значениях критерия Рейнольдса (Re=DVpm/pm) меньше единицы, характерных для большинства магматических расплавов, скорость гравитационного всплытия флюидного пузыря описывается уравнением Стокса-Навье: У=д^(рт-р^Шм™, где рт р„ - плотности (кг/м) расплава и флюида соответственно, g - ускорение силы тяжести (»¿с2), D - диаметр пузыря (м), рт - вязкость расплава (Па с). Следовательно, скорость движения пузыря зависит от его размера, вязкости расплава, плотности флюидной фазы и расплава. Расстояния, на которые перемещаются пузыри, определяются этими скоростями и длительностью существования расплава в текучем состоянии. Сделаны вероятные оценки интервалов значений для перечисленных выше параметров.

В гранит-пегматитовых породах встречаются включения магматических и гидротермальных флюидов, среди которых преобладают водно-солевые, водно-угпекислотные, борнокислые с разным соотношением хлора, фтора, бора, бикарбонат-иона. По многочисленным оценкам плотность водно-солевых флюидов изменяется в широких пределах от 0.2 до 0.8 т/см3. Углекислотные и водно-солевые растворы с С02 часто имеют более высокую плотность, которая достигает 1 г/смэ. По расчетным данным плотность борнокислых флюидов с концентрацией до 30 мас.% Н3В03 изменяется от 0.6 до 1 г/см3 в широком диапазоне Р-Т условий [Peretyazhko et al., 2004Ь]. Только в солевых рассолах плотность флюида достигает 1.2-1.3 г/см , иногда - 1.5-1.7 г/см3 [Наумов, Наумов, 1980].

Плотность силикатных расплавов рассчитывается по изменению парциальных мольных объемов расплавленных оксидов породообразующих элементов в зависимости от

Р-Т условий [Bottinga, Weill, 1970; Lange, Carmichael, 1987; Lange, 1994]. В общем веде плотность (г/см3) расплава определяется выражением:

Р =ХХ<А/, А',[К//',г/ + dVt Id'I'O' - TnJ) + dV, IdP(P-)bar)], где X, и Mi - мольная доля и молекулярный вес окисла /, Т - температура (°С), при которой вычисляется плотность, ТгеГ - температура ("С), для которой определены парциальные мольные объемы (см3/мол) оксида Ц , Р - давление в барах. Для оценки значений плотности гранитных и пегматитовых расплавов взяты парциальные мольные объемы оксидов и воды из работ [Lange, Carmichael, 1987; Knoche et al„ 1995; Richet et al., 2000].

В расчетах использованы составы наиболее контрастных по минеральному составу комплексов пегматитов Малханского поля: калишпатового, двуполевошпатового, олигоклазового и редкометальных с альбитом, лепидолитом, турмалином и поллуцитом. Значительные вариации содержаний породообразующих оксидов в силикатных расплавах, соответствующих по составу этим комплексам, приводят при одной температуре лишь к небольшим вариациям их плотности в пределах 0.01-0.04 г/см3. Плотности расплавов, соответствующих по составу редкометальным комплексам с минимальными содержаниями Si02 и максимальными Li20, В203, F, Rb20, Cs20, близки к таковым для кварц-полевошпатовых структурных

разновидностей пегматита (разница не более 0.01-0.02 г/см3). Для температур 650-850°С рассчитана плотность расплавов с содержаниями Н20, В203, F до 10 мас.%. Оказалось, что плотность уменьшается относительно исходных значений на 0.04-Рис. 13. Плотность гранитных (пегматитовых) о.10 г/см3, а вода и фтор в большей расплавов при 750°С с добавлением до 10 мас.% степени, чем бор снижают эти значения Н20, F. В203 [Перетяжко, 2010]. (рис 13) Таким 06pa30Mi плотность

гранитных (пегматитовых) расплавов с широкими вариациями содержаний породообразующих и летучих элементов при температурах магматической кристаллизации меняется незначительно в интервале ~2.20-2.35 г/см3

Анализ экспериментальных данных приводит к выводу, что общее давление до 1 кбар незначительно влияет на вязкость кислых силикатных расплавов. Добавление ~2 мол.% суммы Н20 и F20., снижает значения вязкости на 4 порядка, а дальнейшее увеличение суммарной концентраций этих компонентов более чем на 5 мол.% приводит лишь к незначительному ее уменьшению. Совместное присутствие F и Н20 в расплаве не оказывает заметно большего влияния на его вязкость, чем только одна вода в эквимолярных количествах. По степени воздействия на вязкость гранитного расплава вода и другие примесные компоненты при постоянных Р-Т условиях выстраиваются следующим образом: H>Li>F>Na>K>B>Cs>P>Be [Dingwell et al., 1996]. Добавление в гранитный расплав равных массовых долей оксидов ближайших элементов этого ряда приводит к изменению вязкости на 10-100 Па с. Таким образом, из летучих и флюсующих компонентов, входящих в состав гранитоидной магмы, решающее воздействие на ее текучесть оказывают вода и фтор. В пегматитовых системах необходимо учитывать влияние на вязкость расплавов Li, В, Cs, особенно когда их концентрации достигают уровней сопоставимых с таковыми для петрогенных элементов.

С учетом данных о плотности магматических флюидов, плотности и вязкости силикатных жидкостей можно примерно оценить скорости всплытия флюидных пузырей в гранитных

Аг/см3

Метры в год 10WH

расплавах при разных Р-Т условиях. По уравнению Стокса-Навье эта скорость прямо пропорциональна разности плотностей (Ар) расплава и содержимого флюидных пузырей. Плотность пегматитовых расплавов в интервале температур 650-850°С и давлений 1-2 кбар составляет ~2.3 г/см3, а плотность магматических флюидов часто находится в интервале 0.5-0.8 г/см3. Отклонения от среднего значения До=1.5-1.8 г/см3 более чем на ±0.2 г/см3 могут произойти преимущественно за счет изменения плотности флюидной фазы, поскольку плотность гранйтных расплавов меняется незначительно.

Рассчитаны скорости всплытия флюидных пузырей диаметром от 10 мкм до 1 см в гранитном расплаве при Дэ=1.7 г/см3 и температурах 650-850°С. Для примера на рис. 14 показаны расстояния, на которые могут всплыть пузыри в расплаве разной вязкости за год

при 750°С. Наибольшие расстояния пройдут пузыри в максимально водонасыщенных и наименее вязких расплавах. Так, пузыри диаметром 10-100 мкм в расплавах с 30 мол.% растворенной воды переместятся за год на: 0.02-1.6 см (650°С, п=10"4 Па с), 0.11-10.9 см (750°С, П=10361 Па-С), 0.S5-54.8 см (850°С, ц=10г2Э Па с). Пузыри того же размера в гранитных расплавах обычной вязкости (105-10® Па с) за сотни-тысячи пет практически остаются на месте своего зарождения. Скорости всплытия пузырей в расплавах могут возрасти до нескольких метров в год только при увеличении их диаметра до 1-10 мм. Приведенные расчеты нельзя использовать для расплавов, в которых присутствует большое количество кристаллических фаз. Находясь во взвешенном состоянии, эти фазы значительно препятствуют всплытию пузырей. По оценкам [Philpotts, Carroll, 1996; Bachmann, Bergantz, 2004], при 4050% объемной доле таких фаз, равномерно распределенных в толще силикатного расплава, возрастает общая вязкость магмы и всплытие флюидных пузырей не происходит.

Скорости перемещения флюидных пузырей в магматических камерах увеличиваются на порядки, если они участвуют в конвекционных потоках расплава. Известно, что устойчивое

Рис. 14. Перемещение за год флюидных пузырей диаметром 1-10 мм и 10-100 мкм при 750°С в гранитном расплаве, содержащем до 30 мол.% Н20 [Перетяжко, 2010]. Значения 10" над кривыми - вязкость расплава (Пас). Каждая кривая соответствует пузырям одного диаметра (1мм-Юмкм, 2мм-20мкм и т.д.). Для пузырей размером 10-100 мкм расстояния (м) умножаются на ЮЛ

течение возникает в объеме подогреваемого снизу слоя жидкости (или расплава), когда выполняется условие для критерия Рэлея: Ra = рgATtVav > ~1700, где /8 - коэффициент объемного теплового расширения ("С"1), д - ускорение силы тяжести (м/с2), ДТ - разница температур ("С) между нижней и верхней границами слоя, / - мощность слоя (м), а -коэффициент температуропроводности (м5/с), v=q/p - коэффициент кинематической вязкости: п - вязкость (Пас), р - плотность (кг/м3) расплава. Развитый турбулентный характер течения в объеме горизонтального слоя расплава устанавливается при значении Ra>106 [Добрецов и др., 2001; Chen, Grapes, 2007 и др.). Отсюда из этих условий критическая мощность слоя расплава, в котором вероятны турбулентные потоки: 1кр = (W^avlpghT)'"1. Горизонтальная составляющая скорости потока (U) в слое расплава мощностью / при разнице температур ДТ между его верхней и нижней границами определяется выражением: U=<3.24a(Ra-1708)in/I [Добрецов и др., 2001]. Учитывая неопределенность значений I и ДТ, можно только примерно оценить размер критического слоя и порядок скоростей конвекционного горизонтального течения. Например, в гранитном расплаве с вязкостью 10"-1055 Па с и плотностью 2.2-2.3 г/см3 при /3=5-10"Е °С'\ э=10"ем2/с,

АТ=50°С размеры критического слоя будут 10-32 м. В таком слое максимальная скорость горизонтального течения расплава изменяется от 2.1 до 0.5 м/сутки, а в слое мощностью 50 м - от 5.2 до .1.9 м/сутки. Вертикальные составляющие скорости конвекционных течений гранитоидной магмы также большие - 0.3-4 м/сутки [Калинин, Васильева, 1973]. Считается, что конвекция сильно влияет на процессы тепло- и массопереноса только в перегретых относительно ликвидуса расплавах и на начальных стадиях кристаллизации магмы.

Таким образом, расстояния, на которые перемещаются пузыри в крупных магматических камерах с гранитным расплавом до начала его кристаллизации, определяются в основном скоростями конвекционных потоков. Гравитационная составляющая будет вносить заметный вклад в эти перемещения только при длительном (тысячи лет) существовании расплава в Р-Т условиях выше ликвидуса или при небольшой степени его кристалличности. Из приближенных оценок значений критического слоя 1кр следует, что в пегматитовых камерах мощностью менее 10 м, даже в надпиквидусных условиях, маловероятны интенсивные конвекционные потоки расплава. Образование крупных пегматитовых тел или их частей мощностью более 20-30 м может сопровождаться конвекционным течением расплава с флюидными пузырями до начала или в ранние стадии его кристаллизации.

С помощью программы Ю/УагеНеаВО рл/сЬ1е1г е( а1., 1999], рассчитана примерная длительность кристаллизации и остывания серии интрузивных пород (гранитных массивов, даек, пегматитовых тел), образованных в результате многостадийного внедрения гранитной магмы из единого очага по разным каналам во вмещающие породы. Рассматривалась модель, когда исходный гранитный расплав с температурой 950°С внедрился в камеру, имеющую вертикальное сечение 5x12 км (12x12 км в горизонтальной плоскости) среди метаморфических пород (рис. 15). Кровля интрузии находится на глубине 11 км от земной поверхности, а подводящий канал с горизонтальным сечением 1x1 км подходит к ее центральной части на горизонте 16 км. На глубине 11 км давление литостатической нагрузки ~3 кбар. Такие условия вполне реальны для гранит-пегматитовых систем, с которыми связаны миароловые пегматиты.

Температура солидуса гаплогранитого расплава при таком давлении ~650-670°С. Температура ликвидуса определяется общим давлением и концентрацией растворенной в расплаве воды. Например, по [Но!и е1 а1., 2001], для 3 кбар кристаллизация такого расплава

КМ 4.0 В.О 12.0 16.0 20.0 4.0 6.0 12.0 16.0 20.0

Рис. 15. Изменение температурного поля при охлаждении гранитных интрузий и дайковых теп после внедрения магмы с температурой 950°С в метаморфические породы [Перетяжко, 2010]. (а) -через 30 тыс. лет, (б) - 110 тыс. лет, (в) - 255 тыс. лет, (г) - 395 тыс. лет, (д) - 800 тыс. лет, (е) -1250 тыс. пет. Оконтурены вертикальные сечения интрузивных тел и даек. Серым фоном заполнена область существования гранитного расплава при температуре выше солидуса 650°С.

с 4 мас.% растворенной воды начнется около 770°С. При градиенте 20°С/км на глубине 7.5 км температура вмещающих пород составит 150°С.

В расчетах использовалась кондуктивная схема с учетом возможной конвекции расплава и скрытой теплоты (Ц его кристаллизации. Принятые теплофизические свойства по данным [\Л/оЫе(г е( а1., 1999]: фанитоидная магма (теплопроводность у=1.5 Вт/м К"1, плотность р=2250 кг/м3, теплоемкость Ср = 1100 Дж/кг К"1, /.=350Ю3 Дж/кг, температура солидуса 650°С), непористые кристаллические метаморфические породы (у=3.0 Вт/м К"1, р=3300 кг/м3, Ср=980 Дж/кг К"1). Расчеты выполнены для вертикального сечения блока пород размером 20x10 км с шагом 100x100 м через вмещающую толщу и магматическую камеру.

В интервале до 100 тыс. лет после внедрения магмы кристаллизуются краевые части массива, а в экзоконтактовой зоне произойдет нагрев вмещающих пород (рис. 15а). Далее рассматривался сценарий событий, когда из остаточных очагов магматической камеры в разное время внедряются во вмещающие породы порции постепенно остывающего гранитного расплава (рис. 15б-г). В результате такого многостадийного внедрения образуется серия дайковых тел.

В крупной магматической камере (5x12x12 км) остаточные очаги гранитного расплава существуют до температуры солидуса 650°С около 800-850 тыс. лет, относительно небольшие массивы (до 1x3x3 км) полностью кристаллизуются за 10-40 тыс. лет, а дайковые тепа с горизонтальным сечением от 100x100 до 300x300 м - за 1-4 тыс. лет. Вмещающие породы в зоне экзоконтакта (2-3 км) над крупной гранитной интрузией в результате ее длительного термального воздействия будут разогреты до 300-550°С сотни тысяч лет (рис. 15г-е). Из остаточных очагов в основной магматической камере (5x12x12 км), интрузивном теле (1x3x3 км) или в дайках по трещинам среди материнских гранитов и во вмещающих

породах могло произойти внедрение относительно низкотемпературных пегматитовых расплавов,

кристаллизация которых приведет к образованию серий тел сингенетических внутригранитных или перемещенных во вмещающие породы эпигенетических пегматитов.

Для примера рассчитана динамика остывания гранитного (пегматитового) расплава от 750°С в плоскопараппельной вертикальной камере мощностью 20м, залегающей среди материнских гранитов или метаморфитов при 150 и 500°С. Охлаждение расплава до его кристаллизации при 650°С проходит от одного года до 10 лет (рис. 16). В гранитах этот процесс идет медленнее, чем в метаморфических породах, поскольку последние имеют более высокую относительно гранитов теплопроводность.

Увеличение времени существования в пегматитовых телах остаточного расплава от нескольких тысяч до десятков тысяч лет возможно, когда вмещающие породы находятся при температурах, близких к солидусу обогащенных летучими

компонентами гранитных расплавов. Такие условия реализуются для сингенетических внутригранитных пегматитов, образованных на месте накопления пегматитовых расплавов или незначительно перемещенных из магматического очага в материнские граниты. Однако магматический этап кристаллизации большинства пегматитовых тел должен проходить

te ZQM

18 20м

Рис. 16. Изменение температуры со временем после внедрения пегматитового расплава при 750°С в плоскопараллельную вертикальную камеру мощностью 20 м, залегающую среди материнских гранитов (а, б) или метаморфических пород (в, г), имеющих температуру 150 и 500°С [Перетяжко, 2010]. Вертикальной чертой показан контакт пегматитового тела с вмещающей породой.

крайне быстро - за годы-первые десятилетия. Данный вывод основывается на том, что вмещающие породы обычно имеют относительно невысокие температуры (редко выше 500°С). Дальнейшее остывание пегматитового тела контролируется медленной скоростью изменения температуры вмещающей толщи. Следовательно, в существующем долгое время высокотемпературном поле (например, вокруг и внутри остывающего интрузивного массива или среди вмещающих пород на активной стадии метаморфизма) в пегматитах всех типов низкотемпературные (ниже 500°С) процессы минералообразования, в том числе и в миаролах, длятся десятки-сотни тысяч лет.

Имеются теоретические модели и экспериментальные исследования динамики образования и роста флюидных пузырей в силикатных расплавах разного состава в зависимости от их вязкости, Р-Т условий, скорости декомпрессии и величины АР (разницы между начальным и конечным давлением). На их основе анализируются процессы коапесценции и накопления флюидных пузырей в гранитных и пегматитовых расплавах. Совокупности флюидных пузырей в силикатных расплавах характеризуются функцией их распределения по размерам (BSD, bubble size distribution). В расчетах учитывались различия между основными типами распределений BSD - фрактальным и экспоненциальным. По данным [Simakin ef al., 1999], в гранитных расплавах при диаметре пузырей менее 1 мм фрактальное распределение BSD наилучшим образом описывается функцией: f(D)=aD'", где к = 2.8+0.1, а - константа, D - диаметр пузыря, мм. Для экспоненциального распределения BSD использовалась функция: f(D)~exp(-aD) по [Baker et al., 2006]. Показано распределение объемной доли и накопленного объема флюида в пузырях диаметром до 1 мм при таких распределениях BSD. Всю совокупность пузырей по размерам делили на классы [D-AD/2, Ц+ЛЦ/2], которые характеризуются средним значением диаметра D,. Объемную долю <р по всей выборке пузырей находили из выражения:

"7 лО3 ^ яО3 <р = | /(D)—-¿¿Dk >/(£>,)—-&Dt. Тогда объемная доля ч>, в каждом классе

пузырей равна:

2 1

hp (для фрактального распределения f(D) = sD'2"),

<Р,=

л л

а—— АО,

яй

ехр(-аЦ)—LAD, 6

hp (для экспоненциального распределения).

При фрактальном распределении объемные доли <Р/ непрерывно возрастают от малых к большим пузырям (особенно быстро в интервале D, < 150-200 мкм), что приводит к постепенному увеличению накопленного объема. Для экспоненциального распредепения характерен максимум объемной доли ip,, который смещается в сторону меньших значений D, с ростом коэффициента а. Например, в распределении BSD, где максимальная объемная доля приходится на пузыри с D/-150-200 мкм, накопленный объем приближается к 100% для Dr=450-500 мкм. Сделаны примерные оценки распределения объемов флюида, заключенного в пузырях диаметром до 1 мм, в зависимости от BSD, вязкости, плотности гранитного расплава, температуры и длительности его кристаллизации.

Объемы миарол в гранитных пегматитах и гранитах зависят от объема флюидных фаз, образующихся при дегазации расплавов. В равновесных условиях суммарный объем (V, %) выделяемого из расплава флюида определяется выражением [Перетяжко, 2010]:

У =

Р-" (С„ -CJ/[ 1 -С. -С„,)]

100,

Рц Р/

где рп, р„ - плотности расплава и флюида для Р и Т, при которых происходит дегазация; С0, Ст - массовые доли растворенного в расплаве флюида в начальных Р-Т условиях и после дегазации соответственно. Используя это выражение, рассчитывались возможные объемы флюида, выделяющегося в равновесных условиях при декомпрессии гранитного расплава. Из проведенных расчетов следует, что суммарного объема флюидных пузырей, выделяемых даже из небольших порций дегазирующего гранитного (пегматитового) расплава, достаточно для появления крупных флюидных обособлений (будущих миарол). Сделан вывод, что накопление крупных флюидных обособлений объемом до несколько

кубических метров в насыщенных летучими компонентами гранитных (пегматитовых) расплавах возможно в следующих случаях: 1 - когда период их кристаллизации измеряется тысячами лет; 2 - при значительном увеличении скорости всплытия флюидных пузырей; 3 -в результате укрупнения размеров пузырей за счет коалесцеиции при фрактальном распределении BSD. Первый случай может быть реализован в сингенетических внутригранитных пегматитах, образование которых связано с процессами кристаллизации гранитных интрузий, длящимися сотни тысяч лет (рис.15). Увеличение скорости всплытия пузырей и укрупнение их размеров во втором и третьем случаях может быть в наименее вязких редкометальных гранитных (пегматитовых) расплавах, экстремально обогащенных водой, F, В, другими летучими компонентами. Такие расплавы могли появиться еще в очагах накопления пегматитовой магмы, например в результате ликвационных явлений и флюидно-магматического взаимодействия. Объемная доля редкометальных расплавов, судя по ограниченной распространенности образованных из них минеральных комплексов, намного меньше обычных силикатных, из которых кристаллизуются кварц-полевошпатовые зоны, слагающие основную часть тел гранитных пегматитов. Следует также отметить, что многие миаролы в пегматитах пространственно не связаны с редкометальными комплексами, а некоторые из них могут быть продуктами раскристаллизации гелеподобных сред.

Декомпрессия и последующая изотермическая выдержка в условиях повышенного давления приводит к слиянию пузырей, средний размер которых редко превышает 100-150 мкм [Gardner et al., 2000; Mourtada-Bonnefoi, Laporte, 2004; Larsen et al., 2004; Baker et al„ 2006; Larsen, 2008 и др.]. При расчетах модели кристаллизации насыщенного флюидом гранитного расплава авторы работы [Балашов и др., 2000] также приходят к выводу об эффективном перемещении свободного флюида пузырями диаметром 20-200 мкм. Таким образом, нет никаких данных, позволяющих предположить, что дегазация пегматитовых расплавов сопровождалась выделением большого числа флюидных пузырей, средние размеры которых значительно превышали 200 мкм. При экспоненциальных распределениях BSD, когда максимальная объемная доля флюида содержится в пузырях диаметром менее 150-200 мкм, за 10 лет (вероятная длительность кристаллизации многих внедренных во вмещающие породы пегматитовых тел, рис. 16) толща дегазирующего расплава вязкостью 1063-Ю" Па с перемещается незначительно. Поток флюида через слой расплава в таких условиях составляет всего несколько процентов от его общего объема. При фрактальном распределении BSD в потоке пузырей переносится больше флюида, но и этого недостаточно, чтобы за столь короткий промежуток времени произошло накопление крупных флюидных обособлений (будущих миарол) объемом до нескольких кубических метров. Следует также учитывать, что, по данным [Baker et al., 2006], уменьшение вязкости силикатных расплавов может привести к эволюции распределения пузырей по размерам от фрактального к экспоненциальному.

Проведенный анализ приводит к выводу, что крупные обособления флюидных сред формировались еще в очагах пегматитовой магмы до ее внедрения во вмещающие породы. Такие обособления могли возникать в магматических камерах, где происходило накопление и последующая дегазация гранитных (пегматитовых) расплавов. Очаг пегматитовой магмы мог формироваться и во вмещающих породах без какой-либо связи с остаточными расплавами, накапливающимися в процессе кристаллизации гранитных интрузий, например, как в модели многоочагового плавления толщи пород (гранитизации) под действием глубинного флюидного потока [Vigneresse, 2004,2007].

За длительный период (тысячи лет) при относительно высоких температурах (вероятно, выше 800°С) мелкие пузыри всплывали и сливались в более крупные обособления, концентрировались в локальных очагах магматической камеры, например под ее кровлей. Если такие расплавы не удалялись из очага, то их кристаллизация приводила к образованию гранитов миаролитовой текстуры или сингенетических пегматитов, содержащих минерализованные полости. В случае, когда флюидное давление в очаге значительно превышало литостатическое, могли возникать разрывы закристаллизованной кровли интрузии и вмещающих пород. По трещинам разрыва происходило внедрение пегматитовой магмы, содержащей крупные флюидные обособления. Перемещение магмы заканчивалось, когда флюидное давление уравновешивалось литостатической нагрузкой.

Внедрение гетерогенной магмы приводило к тому, что крупные обособления флюидных фаз разного состава и плотности могли оказаться в любой части пегматитовмещающей

камеры. Это объясняет, почему в пегматитах миаропы, сильно отличающиеся по составу и соотношению минералов в друзовых комплексах, встречаются в разных частях жильных тел, в том числе и вблизи контактов с вмещающими породами (рис. 17). После внедрения гетерогенной магмы крупные флюидные обособления будут перемещаться в расплавах достаточно быстро (скорость всплытия прямо пропорциональна квадрату диаметра). Поскольку в магматическом очаге расплавы достигли степени насыщения летучими компонентами, декомпрессия на этапе и после внедрения магмы будет сопровождаться образованием множества мелких пузырей микронных размеров. В зависимости от Р-Т условий, начального содержания флюида в расплавах, скорости декомпрессии и величины перепада давления {АР), выделение флюидных пузырей завершится или продолжится до

полной кристаллизации пегматитовой магмы. Часть новообразованных мелких пузырей может захватываться растущими кристаллами (как флюидные включения) или сольется с крупными флюидными обособлениями,

образованными еще в очаге (рис. 17). При благоприятных условиях, связанных с понижением вязкости расплавов и(или) увеличением длительности их кристаллизации (например, в камерах мощностью более 20-30 м) могут возникать конвекционные потоки магмы с мелкими пузырями, которые также будут способствовать их слиянию и образованию флюидных обособлений (будущих миарол). По всей видимости, часть флюидных фаз, выделяемых на разных этапах дегазации пегматитовой магмы при ее внедрении и кристаллизации, удаляется во вмещающие породы.

Проведен анализ условий образования крупных флюидных обособлений в насыщенных водой гранитных (пегматитовых) расплавах разной вязкости за счет слияния мелких пузырей водного флюида относительно простого состава и небольшой плотности. Очевидно, из таких флюидов в миаролах гранитных пегматитов не может кристаллизоваться значительное количество друзовых минеральных агрегатов. Процессы дегазации пегматитовой магмы, приводящие к выделению и накоплению флюидных сред разной плотности и состава, а также продуктов их взаимодействия с

Рис. 17. Всплытие флюидных пузырей в магматической камере малой мощности [Перетяжко, 2010]. (а) - дегазирующий расплав с крупными флюидными обособлениями, образованными в очаге накопления пегматитовой магмы, после внедрения во вмещающие породы; (б) - крупные флюидные обособления (будущие миаролы) и мелкие пузыри перемещаются к фронту кристаллизации, под поверхностями кристаллов накапливаются относительно небольшие флюидные обособления. 1 - вмещающие породы, 2 - закристаллизованный пегматит, 3 - поток флюида, 4 - флюидные обособления, сформированные ранее в магматическом очаге, 5 - пузыри под поверхностью кристаллов в потоке мелких пузырей.

расплавами (жидких и паровых растворов, гелеподобных сред), из которых образуется материал заполнения миарол, намного сложнее, чем в представленных выше построениях. Однако вывод о формировании крупных флюидных обособлений в очагах накоппения пегматитовой магмы до ее внедрения во вмещающие породы будет справедлив для любых моделей, если не появятся новые данные о значительном увеличении размеров и скорости всплытия флюидных пузырей в дегазирующих пегматитовых расплавах, а также длительности их кристаллизации в магматических камерах малой мощности.

На конкретном примере миароловых пегматитов Малханского поля обсуждаются также возможные процессы, приводящие к гетерогенизации пегматитовой магмы и значительным

вариациям флюидного давления в миаролах. Магматическая природа этих пегматитов не вызывает сомнений и подтверждается геологическими, петрографическими и термобарогеохимическими данными [Peretyazhko et al., 2004b]). Пегматиты разных типов в этом поле могут соединяться маломощными апофизами (проводниками), но никогда не секут друг друга, что свидетельствует в пользу одноактного внедрения пегматитовой магмы, по крайней мере, при образовании единой жильной серии. Выше были представлены доказательства того, что за относительно небольшое время магматической кристаллизации пегматитовых тел (рис. 16) не может произойти накопление крупных обособлений флюидных сред (будущих миарол). Резкие различия в минеральном и химическом составах соседних пегматитовых тел, друзовых комплексов в миаролах и редкометальных комплексов, а также разных частей пегматитовых жил значительной протяженности возможны только при инъекции химически гетерогенной магмы, каждая порция которой после внедрения в пегматитовмещающие камеры эволюционировала в автономном режиме.

Механизмы гетерогенизации пегматитовой магмы в очагах ее накопления дискуссионны и могут быть связаны с различными процессами, наиболее вероятными из которых являются: (а) флюидно-магматическое взаимодействие в рамках метамагматической модели, (б) ликвация и (в) предкристаллизационное образование кластеров и их сегрегация [Загорский, Перетяжко, 2006]. В качестве ведущего фактора, дифференцирующего поведение щелочей в процессе накопления пегматитовой магмы в мета магматическом режиме, наиболее вероятна эволюция кислотности-щелочности фильтрующихся флюидов. Воздействие богатых кислотными компонентами флюидов на расплавы стимулирует в них процессы жидкостной несмесимости. В кислых магмах ликвация или несмесимость расплавов проявляется в отношении кремнезема и щелочей. Гораздо реже реализуется вариант калий-натриевой несмесимости, как например, в дацитах, риодацитах, риолитах Узбекистана и Ирана, в игнимбритах Казахстана и обсидиан-перлитах [Маракушев и др, 1994; Русинов, 2001 и др]. Процессы жидкостной несмесимости признаются рядом исследователей в качестве ведущего механизма дифференциации кислой магмы при образовании стекловатой основной массы кислых эффузивов, внутригранитных шлировых пегматитов, а также привлекаются для объяснения расслоенности Li-F гранитов [Маракушев, Яковлева, 1992; Маракушев и др., 1994; Летников, 1992]. По-видимому, такие процессы могут реализоваться и в очагах накопления пегматитовой магмы.

Особенностью Малханской гранитно-пегматитовой системы и многих других турмалиноносных пегматитов в разных регионах мира является обогащенность их бором. Минералого-геохимические данные свидетельствуют о том, что резкое обогащение системы бором (на порядок и более) осуществлялось на этапе преобразования гранитной магмы в пегматитовую до внедрения последней во вмещающие породы. В большинстве гранитно-пегматитовых систем именно на этом этапе начинают проявляться процессы дифференциации щелочей в силикатном расплаве. Данные по РВ и ФВ также свидетельствуют о высоких концентрациях бора и фтора в пегматитовых расплавах и сосуществующих с ними флюидах. Часто уже при внедрении такие расплавы были насыщены бором и фтором, что приводит к ранней кристаллизации из них шерла (конусовидные кристаллы от контактов тел), иногда вкрапленников флюорита и топаза. Турмалин начинает кристаллизоваться в кислом силикатном расплаве, когда концентрации В203 в нем достигают нескольких процентов [London, 1999]. При столь высоких содержаниях бора в расплаве, сосуществующие с ним флюиды будут значительно обогащены борной кислотой (количество бора во флюиде до трех раз больше, чем в расплаве). Если такие флюиды имеют высокие концентрации фтора, то при температуре 700-800°С и выше, давлении более 1 кбар могут происходить процессы флюидно-магматического взаимодействия, подобные тем, которые наблюдались в системе HsBOs-NaF-SiOr-HiO (гл. 6). Следовательно, в очагах накопления экстремально обогащенной водой, бором и фтором пегматитовой магмы помимо явлений ликвации на натриевые и калиевые силикатные расплавы возможно разделение дегазирующего флюида на существенно борную (первый тип) и фторную (P-Q тип) концентрированные жидкие фазы. В таких флюидно-магматических системах при высоких температурах образуются силикатно-водно-солевые коллоидно-дисперсные (гелеподобные) среды. Высокая экстрагирующая способность таких сред будет способствовать их обогащению гранитофильными летучими и редкими элементами еще в очаге накопления пегматитовой магмы. Из гелеподобных сред разного

состава и плотности после внедрения гетерогенной магмы во вмещающие породы, по нашему мнению, формировались крупные флюидные обособления (будущие миаролы) и происходила дальнейшая кристаллизация в них друзовых минеральных комплексов.

Миаролы в гранитах и гранитных пегматитах представляют собой природные автоклавы, в которых при длительном (десятки-сотни тысяч лет) остывании пегматитового тела происходил рост кристаллов в гидротермальных условиях. Разный состав и агрегатное состояние находившихся в них флюидных сред приводил к тому, что по мере охлаждения в пегматитовых телах при одной температуре находились миаролы под разным флюидным давлением. Расчеты для водных систем первого типа (Н20-ЫаС1 и Нг0-Н3В0з) показали, что разница давлений в сосуществующих обособлениях жидких и паровых растворов для изохорических условий может достигать десятки-сотни бар [Перетяжко, Загорский, 2002; Перетяжко, 2009].

Используя расчетные данные по изохорам и плотности борнокислых флюидов, на конкретном примере показаны вероятные вариации флюидного давления в миаролах пегматитовой жилы Октябрьская (Мапханское поле). По данным изучения РВ при образовании кварц-опигоклазового комплекса вблизи миарол силикатный расппав кристаллизовался от 615 до 550°С (рис. 18). По аналогии с РВ, в условиях близких к

изохорическим, за счет выделения флюида из расплава этот процесс будет приводить вначале к росту флюидного давления в миароле, а затем к его уменьшению (например, как в РВ по линиям с-Ь и Ь-а, рис. 18). По мере снижения температуры произойдет выделение флюида при уплотнении и раскристаллизации гелеподобных сред, находившихся в таких обособлениях, что может существенно увеличить флюидное давление в миаролах на постмагматической стадии

формирования пегматитовых тел. В приведенных расчетах не учитывался многокомпонентный состав природных флюидных сред, изменение объема миарол за счет роста или растворения кристаллов минералов друзовых и околомиароловых комплексов. Однако воздействие этих осложняющих факторов, вероятнее всего, приведет к еще бопее значительным вариациям флюидного давления в миаролах. Большая разница флюидного давления способствовала неоднократному вскрытию (разгерметизации) миарол, в результате чего флюиды смешивались, происходил их частичный отток по трещинам в закристаллизованные зоны пегматита, автометасоматические изменения, вплоть до образования свободного объема и первично-вторичных полостей.

Если в миаролах находились флюиды Р-0 типа, то вблизи критической точки воды могло произойти их стабильное расслоение на две жидкости и пар, существенно различные по плотности (см. гл. 5). Процесс расслоения часто сопровождается бурным и быстрым перемещением несмесимых флюидных фаз или критическим кипением (рис. 10). Судя по экспериментальным данным в системе Н3В03-№Р-5Ю2-Н20, такое кипение флюидных фаз происходит в температурном интервале нескольких градусов. Например, в модельных расчетах (рис. 15) изотерма 400°С (температура, вблизи которой наблюдается расслоение флюида) смещается в область больших глубин на 2-3 км примерно за 855 (1250-395) тысяч пет. Поэтому метровое расстояние в толще материнских гранитов или вмещающих пород эта изотерма проходит за 285-428 лет. Следовательно, в миаролах, особенно крупных, находящихся в сингенетических и эпигенетических пегматитовых телах, на протяжении нескольких сотен и даже первых тысяч лет возможно активное перемещение (кипение, бурпение) флюидных фаз. Такой процесс будет способствовать дроблению и окатыванию обломков кристаллов в миаролах (как при обработке образцов пород и минералов в

Р,бар

Рис. 18. Изменение флюидного давления во включении, образованном при гетерогенном захвате обогащенного бором расплава и флюида [Peretyazhko et al., 2004b). Серые области - изохоры флюида, содержащего до 35 мас.% Н3ВО3. От 615 до 550°С в изохорических условиях флюидное давление возрастет по линии с-Ь на величину ЛР=Ршах-Р<,~1500 бар.

процессе галтовки). Подобные явления, по всей видимости, происходили в некоторых гранитных пегматитах, например, в миаролах жилы Литл-Три, из которых извлекали окатанные обломки кристаллов и друзового комплекса [Foord et а!., 1989].

Заключение

Основные выводы соответствуют защищаемым положениям. Несмотря на значительный объем информации по особенностям строения, минеральному составу, минералогии и геохимии миароловых пегматитов, степень изученности условий их формирования остается все еще недостаточной. Особенно мало данных о процессах гетерогенизации пегматитовой магмы в очагах ее накопления, приводивших к разделению на существенно натриевые и калиевые несмесимые силикатные расплавы, дегазации флюидов разных типов и образованию гелеподобных сред. Эти и другие проблемы, связанные с петрогенезисом гранитных пегматитов, будут решаться в дальнейшем.

Основные работы, опубликованные по теме диссертации

Монографии.

1. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Пегматиты с самоцветами Центрального Забайкалья // Новосибирск: Наука. 1992. 224 с.

2. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Шмакин Б.М. Миароловые пегматиты (Гранитные пегматиты; Т.З) // Новосибирск: Наука. 1999.488 с.

Статьи в журналах и сборниках.

3. Перетяжко И.С., Шмакин Б.М., Загорский В.Е., Бобров Ю.Д. Богатые алюминием дравиты из пегматитов Непала и Центрального Забайкалья II Докл. АН СССР. 1986. Т. 289. № 2, С. 475-479.

4. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Труфанова Л.Г. Щелочно-дефектный дегидратационный изоморфизм в богатых алюминием дравитах II Докл. АН СССР. 1988. Т. 298. №1.С.194-198.

5. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Бобров Ю.Д. Первая находка богатых висмутом и свинцом турмалинов II Докл. АН СССР.1989. Т. 307. № 6. С. 1461-1465.

6. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Ширяева В.А., Богданова Л.А. Турмалины миароловых пегматитов Малханского хребта (Забайкалье) II Минер. Журнал. 1989. № 5. С. 44-55.

7. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Беляевский В.И. Поисково-оценочные критерии миароловых пегматитов Малханского хребта II Геохимические поиски самоцветов. Новосибирск: Наука. 1990. С. 91-115.

8. Zagorsky V.Ye., Peretyazhko I.S., Kuznetsova L.G. Mineralogical-geochemical mapping of rare-metal and miarolitic pegmatite fields aimed at prospecting II Exploration Geochemistry, 1990; Proceedings of the third international joint symposium of the IAGC arid the AEG. Prague, Czechoslovakia. 1990. P. 407-411.

9. Перетяжко И.С., Загорский B.E. Уникальная висмутовая минерализация миароловых пегматитов Малханского поля II Минералогия и генезис пегматитов. Материалы IV Всесоюзного совещания (часть I). Миасс. 1991. С.48-50.

10. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Типы и средний состав миароловых пегматитов Малханского хребта // Геология и геофизика. 1992. № 1. С. 87-97.

11. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Сапожников А.Н., Бобров Ю.Д., Ракчеев А.Д. Висмутоколумбит Bi(Nb,Ta)04 - новый минерал из миароловых пегматитов II Зап. ВМО. 1992. 4.121. № 3. С. 130-134.

12. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Поведение редкоземельных элементов в гранитах и миароловых пегматитах Малханского хребта и Борщовочного Кряжа II Геология и геофизика. 1994. №2. С. 48-59.

13. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Редкие земли в метаморфитах и метасоматитах Малханского и Ямаровского пегматитовых полей (Центральное Забайкалье) // Геология и геофизика. 1996. № 6. С. 57-67.

14. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Граниты шатлутского комплекса и жильные образования Кукуртского самоцветного узла (Центральный Памир) // Геология и геофизика. 1996. Na 7. С. 76-87.

15. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Сапожников А.Н. Богатые бором слюды и хлориты из миароловых пегматитов II Зап. ВМО. 1998. № 6. С. 55-68.

16. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Прокофьев В.Ю., Гантимурова Т.П. Миароловые пегматиты Кукуртского самоцветного узла: эволюция условий минералообразования жилы Амазонитовая II Геохимия. 1999. N8 2. Т. 37. С. 133-152.

17. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye., Prokofev V.Yu., Smimov S.Z. Boric acid as the most typical component of fluid inclusions in minerals from tourmaline-bearing and topaz-beryl miarolitic pegmatites II Can. Mineral. 1999. V. 37. № 4. P. 823-825.

18. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye. Composition and structural state of potash feldspars from miarolitic pegmatites // Can, Mineral. 1999. V.37. № 4. P. 856-858.

19. Smirnov S., Peretyazhko I., Prokofiev V., Zagorsky V., Shebanin A., Goryalnov S. Daughter sassolite (H3B03) in fluid inclusions: the first evidence of natural fluids with high boron add content//Terra Nostra 99/6 ECROFI-XV. 1999. Germany. P. 283-285.

20. Смирнов C.3., Перетяжко И.С., Прокофьев В.Ю., Загорский В.Е., Шебанин А.П. Первая находка сассолина (Н3В03) - кристаллической борной кислоты во флюидных включениях в минералах II Доклады IX Международной конференции по термобарогеохимии. Александров. 1999. С. 233-236.

21. Смирнов С.З., Перетяжко И.С., Прокофьев В.Ю., Загорский В.Е., Шебанин А.П. Первая находка сассолина (Н3В03) во флюидных включениях в минералах II Геология и Геофизика. 2000. Т. 41. № 2. С. 194-206.

22. Прокофьев В.Ю., Перетяжко И.С., Загорский В.Е. Включения высокотемпературных хлоридных рассолов в скаполитах Кукуртского самоцветного узла, Центральный Памир II Докл. АН. 2000.Т. 371. № 2. С. 293-295.

23. Перетяжко И.С., Прокофьев В.Ю., Загорский В.Е., Смирнов С.З. Борные кислоты в процессах пегматитового и гидротермального минералообразования: петрологические следствия открытия сассолина (Н3В03) во флюидных включениях II Петрология. 2000. Т. 8. Na 3. С. 241-266.

24. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Смирнов С.З., Михайлов М.Ю., Прокофьев В.Ю. Процессы образования миарол при кристаллизации богатых бором и водой расплавов в гранитных пегматитах // Материалы Всероссийской научной конференции: Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков (РФФИ в Азиатском регионе). Иркутск. 2002. С. 373-375.

25. Рейф Ф.Г., Прокофьев В.Ю., Балицкий B.C., Ишков Ю.М., Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Смирнов С.З. Сопоставпение термометрических и эмиссионно-спектроскопических оценок концентраций бора в искусственных и природных флюидных включениях // Труды X Международной конференции по термобарогеохимии. 2001. Александров. С. 3-17.

26. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Прокофьев В.Ю., Смирнов С.З. Бороносные флюиды и расплавы в процессах образования миароловых пегматитов Малханского поля в Центральном Забайкалье II X Международная конференции по термобарогеохимии. 2001. Александров. С. 73-78.

27. Перетяжко И.С., Загорский В.Е. Влияние Н3В03 на флюидное давление в миаролах гранитных пегматитов: расчет изохор и плотности борнокислых растворов // Докл. АН. 2002. Т. 383. №6. С. 812-817.

28. Zubkova N.V., Pushcharovsky D.Yu., Giester G., Smolin A.N., Tillmanns E„ Brandstatter F., Hammer V., Peretyazhko I.S., Sapozhnikov A.N., Kashaev A.A. Bismutocolumbite, Bi(Nb0r9Taoji)04, stibiocolumbite, Sb(Nbo67Ta033)04, and their structural relation to other AB04 minerals with stibiotantalite (SbTa04) structure II N.Jb. Miner. Mh. 2002 (4). P. 145-159.

29. Смирнов C.3., Перетяжко И.С., Загорский BE., Михайлов М.Ю. Включения необычных позднемагматических расплавов в кварце пегматитовой жилы Октябрьская (Малханское поле, Центральное Забайкалье) // Докл. АН. 2003. Т. 392. Na 2. С. 239-243.

30. Zagorsky V.Y., Peretyazhko I.S., Sapozhnikov A.N., Zhukhlistov A.P., Zvyagin В.В. Borocookeite, a new member of the chlorite group, from the Malkhan gem tourmaline deposit, Central Transbaikalia, Russia II Amer. Mineral. 2003. V. 88. P. 830-836.

31. Peretyazhko I.S., Zagorsky V. Ye., Smirnov S.Z., Mikhailov M. Y. Conditions of pocket formation in the Oktyabrskaya tourmaline-rich gem pegmatite (the Malkhan field, Central Transbaikalia, Russia). Chem. Geol. 2004. V. 210. P. 91-111.

32. Peretyazhko l.S,, Smirnov S.Z., Thomas V.G., Zagorsky V.Ye. Gels and melt-like gels in high-temperature endogeneous formation. Proceedings of the interim IAGOD Conference Vladivostok: 1-20 September. 2004. P. 306-309.

33. Zagorsky V.Ye., Peretyazhko l.S. Geochemical evolution and petrology of the Malkhan gem tourmaline-bearing granit-pegmatite system, Central Transbaikalia, Russia. Proceedings of the interim IAGOD Conference Vladivostok: 2004. P. 274-277.

34. Ogorodova LP, Melchakova LV, Kiseleva IA, Peretyazhko IS. Thermodynamics of natural tourmaline-elbaite //Thermoch. Acta. 2004. V. 419. №. 1-2. P. 211-214.

35. Загорский B.E., Перетяжко И.С. Мапханская гранитно-пегматитовая система. Докл. АН. 2006. Т. 206. С. 132-135.

36. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Царева Е.А., Сапожников А.Н. Несмесимость фторидно-кальциевого и алюмосиликатного расплавов в онгонитах массива Ары-Булак (Восточное Забайкалье) II Докп. АН. 2007. Т. 413. № 2. С. 244-250.

37. Перетяжко И.С., Царева Е.А., Загорский В.Е. Первая находка аномально цезиевых алюмосиликатных расплавов в онгонитах (по данным изучения расппавных включений) // Докл. АН. 2007. Т. 413. № 6. С. 791-797.

38. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye., Smirnov S.Z., Tsareva E.A. Extremely Cs-rich mineral-forming media in pegmatites and ongonites // Granitic Pegmatites: The State of the Art ~ International Symposium. 2007. Porto. Portugal. P. 72-73.

39. Touret J.L.R., Smirnov, S.Z., Peretyazhko l.S., Zagorsky V.Ye., Thomas V.G. Magmatic-hydrothermal transition in tourmaline-bearing miarolitic pegmatites: Hydrosaline Fluids or Silica Gels ? Granitic Pegmatites II Memorias Universidade do Porto: The State of the Art - International Symposium. 2007. Porto. Portugal. P. 92-93.

40. Перетяжко И.С. PVTX свойства включений магматических флюидов // Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды. Иркутск. 2007. Т. 2. С. 186-189.

41. Перетяжко И.С. Условия образования полостей (миарол) в гранитах и гранитных пегматитах. Граниты и эволюция Земли: геодинамичесая позиция, петрогенезис и рудоносность гранитоидных батолитов II Улан-Удэ: БНЦ СО РАН. 2008. С. 293-296.

42. Перетяжко И.С. Свойства флюидных включений с растворами P-Q типа II XIII Международная конференция по термобарогеохимии и IV симпозиум APIFIS. Москва. ИГЕМ РАН. 2008. Т. 1.С. 124-127.

43. Zagorsky V.Ye., Peretyazhko l.S. The Malkhan gem tourmaline deposit in Transbaikalia, Russia // Mineralogical Almanac. 2008. V. 13b. P. 4-39.

44. Перетяжко И.С. Включения магматических флюидов: P-V-T-X свойства водно-солевых растворов разных типов, петрологические следствия II Петрология. 2009. № 2. С. 197-221.

45. Peretyazhko l.S. Conditions of formation of large fluid bubbles (future miaroles) in granitic or pegmatitic melts // Estudos Geológicos. 2009. V. 19(2). P. 281-286.

46. Перетяжко И.С. Условия образования минерализованных полостей (миарол) в гранитных пегматитах и гранитах II Петрология. 2010. Т. 18. № 2. С. 195-222.

47. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Первые результаты "АгРАг датирования Малханской гранитно-пегматитовой системы: геодинамические следствия //Докл. АН. 2010. Т. 430. № 5. С. 172-175.

48. Перетяжко И.С., Смирнов С.З., Котельников А.Р., Котельникова З.А. Экспериментальное изучение системы H3B03-NaF-Si0rH20 при 350-800°С и 1-2 кбар методом синтетических флюидных включений II Геология и Геофизика. 2010. Т. 51. № 4. С. 450-472.

49. Перетяжко И.С., Савина Е.А. Тетрад-эффекты в спектрах распределения редкоземельных элементов гранитоидных пород как индикатор процессов фторидно-силикатной жидкостной несмесимости в магматических системах II Петрология. 2010. № 3, (в печати).

50. Перетяжко И.С., Савина Е.А. Флюидно-магматические процессы при образовании пород массива онгонитов Ары-Булак (Восточное Забайкалье) // Геология и геофизика. 2010, (в печати).

Подписано в печать 18.03.10. Формат 210x147 1/16. Бумага писчая белая. Печать RIZO .Усл.печ.л. 1.6. Отпечатано в типографии ИП Овсянников A.A. Тираж 110 экз. Заказ № 72

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Перетяжко, Игорь Сергеевич

ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ И СТРУКТУРА РАБОТЫ 6 Введение. КЛАССИФИКАЦИЯ МИАРОЛОВЫХ ГРАНИТНЫХ ПЕГМАТИТОВ

Глава 1. РАЗМЕЩЕНИЕ И ВОЗРАСТ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ

1.1. ЕВРАЗИЯ

1.2. АФРИКА

1.3. СЕВЕРНАЯ АМЕРИКА

1.4. ЮЖНАЯ АМЕРИКА, АВСТРАЛИЯ 27 Заключение к главе

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ПЕГМАТИТОВЫХ ПОЛЕЙ, 31 МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ И ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ МИАРОЛОВЫХ ПЕГМАТИТОВ

2.1. Кристаллоносная формация. Флюорито-хрусталеносная 31 подформация

2.1.1. Хэнтэйский пегматитовый пояс Монголии

2.2. Кристаллоносная формация. Субредкометальная 40 подформация

2.2.1. Адун-Челонское пегматитовое поле (Восточное 40 Забайкалье)

2.2.2. Борщовочный пегматитовый пояс (Восточное 46 Забайкалье)

2.2.3. Малханское поле (Центральное Забайкалье)

2.2.4. Рангкульское поле (Центральный Памир)

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Процессы образования миароловых гранитных пегматитов"

Актуальность работы. Гранитные пегматиты с минерализованными полостями (миаролами) - одни из важнейших типов месторождений пьезооптического, ювелирного и коллекционного сырья. Интенсивные геолого-минералого-геохимические работы, проводимые в бывшем СССР, были ориентированы в основном на поиски и оценку таких месторождений в полях хрусталеносных (Казахстан) и некоторых субредкометальных (Урал, Забайкалье, Памир) пегматитов. Условия кристаллизации миароловых гранитных пегматитов из этих и других регионов мира с разной степенью детальности изучались многими исследователями. Однако оставался нерешенным целый ряд проблем, связанных с процессами формирования минерализованных полостей. Неясно было, какие особенности пегматитовой магмы приводили к появлению крупных миарол объемом от нескольких до сотен кубических метров, из сред какого состава и агрегатного состояния кристаллизовались в них разнообразные друзовые комплексы, часто сильно отличающиеся по минеральному составу даже в пределах одного пегматитового тела и вблизи друг от друга. Решение этих проблем - основная цель настоящей работы.

Задачи исследований. Для решения поставленной цели было необходимо:

- провести анализ полученной информации, используя методы численного и термодинамического моделирования.

Фактический материал и методы исследований. Основой работы послужили материалы, собранные с 1985 по 2006 годы при изучении пегматитовых полей Прибайкалья, Забайкалья, Памира и Монголии. Геохимические особенности пегматитов определялись по валовым пробам весом 20-100 кг. В Малханском поле впервые проведено сплошное бороздовое опробование по горным выработкам (канавам, расчисткам), результаты которого послужили основой для расчета средних содержаний петрогенных и редких элементов в модельных пегматитовых телах разных типов. Изучено около 1000 валовых проб, более 2000 монофракций минералов и сотни полированных срезов минералов с включениями минералообразующих сред. В работе использованы данные, полученные с коллегами и соавторами в период многолетних совместных исследований, а также разнообразная информация из многочисленных опубликованных источников.

Применялись следующие методы анализа: РФА, химический силикатный, фотометрия пламени, атомно-эмиссионный, ICP-MS, микрозондовый, рентгенофазовый, изотопный (Rb-Sr, K-Ar, Ar-Ar). Включения минералообразующих сред изучались в криокамере конструкции В.А.Симонова [1993], криотермокамере Linkam THMSG600, термокамере Linkam-TS1500. Состав газовой фазы, выделяемой из минералав при нагревании, определялся методом газовой хроматографии. Спектры комбинационного рассеяния света жидких, газовых и кристаллических фаз изучались на KP-спектрометрах (в ИГМ СО РАН, Новосибирск). Концентрации легких и летучих элементов в стеклах из включений и продуктах экспериментов определялись методом вторично-ионной масс-спектрометрии (в ИМ РАН, г.Ярославль). Опыты по гомогенизации содержимого включений проводились при внешнем давлении 2-3 кбар в автоклавах (в ИГМ СО РАН, г.Новосибирск).

Научная новизна. (1) Открыты флюидные включения с концентрированными борнокислыми растворами и дочерними кристаллами сассолина Н3В03 в минералах миароловых пегматитов из многих регионов мира; (2) Разработана методика определения содержания Н3ВО3 в растворах включений, рассчитано положение изохор в системе Н3ВО3-Н2О; (3) Выполнено экспериментальное изучение системы H3B03-NaF-Si02-H20 при 350-800°С и 1-2 кбар методом синтетических флюидных включений; (4) Доказано участие флюидов P-Q типа в процессах кристаллизации онгонитов и пегматитов; (5) Предложен метод изучения верхней области несмесимости в системах P-Q типа, а также высокотемпературной растворимости минералов, используя существенно газовые флюидные включения; (6) Обнаружены включения гелеподобных сред в минералах пегматитов; (7) Доказано формирование флюидных обособлений (будущих миарол) в пегматитовой магме до ее внедрения во вмещающие породы; (8) Показано, что друзовые минеральные комплексы в миаролах гранитных пегматитов и гранитов формировались на протяжении десятков-сотен тысяч лет при значительных вариациях флюидного давления; (9) Открыты новые минералы (висмутоколумбит, борокукеит), а также редкие разновидности Bi- и Pb-содержащих турмалинов, богатых висмутом титано-танталониобатов.

Практическая значимость. Основываясь на содержаниях Li, Rb, Cs в калиевом полевом шпате и плагиоклазе разработана методика локального прогнозирования в миароловых пегматитах самоцветной минерализации [Загорский, Перетяжко, 1992]. По этой методике эксп. "Байкалкварцсамоцветы" провела в сложных горно-таежных условиях минералого-геохимическое картирование Малханского пегматитового поля, что позволило обнаружить продуктивные тела под значительными (до 2 м и более) элювиально-делювиальными отложениями. Обширная информация, собранная в монографии [Миароловые пегматиты, 1999], имеет энциклопедический характер.

С 1996 года работа поддерживалась грантами РФФИ (96-05-64950, 01-05-64677, 04-05-64389, 08-05-00471), в которых автор был руководителем.

Благодарю всех работающих в разные годы сотрудников лаборатории геохимии процессов пегматитообразования - С.А.Бакшеева, В.А.Григорьеву, Л.Г.Кузнецову, Т.М.Кузьмину, Т.М.Крылову, В.М.Макагона, В.А.Макрыгину, Л.С.Таусон, В.А.Ширяеву. Выполнению исследований способствовало общение и обсуждение результатов работ с В.А.Бычинским, Т.П.Гантимуровой, О.Гэрэл, С.В.Ефремовым, Г.П.Зарайским, И.К.Карповым, С.И.Коноваленко, Ф.А.Летниковым, Ж.Лхамсуреном, А.Б.Перепеловым, В.Ю.Прокофьевым, Ф.Г.Рейфом, А.Н.Сапожниковым, С.З.Смирновым. Помощь при постановке и проведении экспериментов оказали З.А.Котельникова, А.Р.Котельников, В.С.Балицкий, С.З.Смирнов, В.Г.Томас. Без самоотверженного труда Н.И.Григорьева было бы трудно выполнить бороздовое опробование пегматитовых тел и обработать большой объем проб в полевых условиях. При проведении полевых работ помощь оказывали сотрудники геологических организаций В.И.Беляевский, В.Е.Кушнарев, А.В.Минаков,

A.Д.Сотников, А.М.Скригитель и многие другие. Разные виды анализов выполнялись в Институте геохимии СО РАН (г.Иркутск) Г.Г.Афониной, О.Ю.Белозеровой, Ю.Д.Бобровым, Л.А.Богдановой, И.Е.Васильевой, В.А.Григорьевой, Л.Н.Матвеевой, Л.А.Павловой, Г.А.Погудиной, А.Н.Сапожниковым, Е.В.Смирновой, Л.С.Таусон,

B.А.Ширяевой, Л.А.Чувашовой, Н.Л.Чумаковой. Значительную помощь при оформлении работы оказала Е.А.Савина. Всем приношу искреннюю благодарность.

Введение. КЛАССИФИКАЦИЯ МИАРОЛОВЫХ ГРАНИТНЫХ ПЕГМАТИТОВ

Пегматиты, содержащие полости с разнообразным кристаллосырьем, являются весьма сложными объектами для классификации, и их место в систематике гранитных пегматитов далеко не однозначно. Они называются занорышевыми, миароловыми, камерными, хрусталеносными, а также пегматитами с драгоценными камнями. В сводке под редакцией П.Черны [Granitic., 1982] пегматиты с полостями названы "miarolitic", т.е. "миароловые". Так же их называли А.И.Гинзбург и Г.Г.Родионов [1960], выделившие формацию миароловых-хрусталеносных пегматитов малых глубин. В последнюю были включены пегматиты с топазом и бериллом, тогда как их аналоги с турмалином и кунцитом в миаролах отнесены к редкометальной формации средних глубин. Е.Я.Киевленко с соавторами [1982] не находят принципиальных различий между хрусталеносными и любыми другими миароловыми пегматитами с драгоценными камнями, относя их к формации малых глубин. По И.Т.Бакуменко и С.И.Коноваленко [1988, с. 124] миароловые пегматиты -"это четко очерченная самостоятельная формация гранитных пегматитов, промежуточная по глубине становления между собственно камерными и собственно редкометальными жилами".

Пегматиты с самоцветами в полостях часто относят к редкометальным, поскольку в них присутствуют такие минералы, как лепидолит, танталониобаты, реже петалит, поллуцит, сподумен, а также в связи с тем, что минералы из некоторых миароловых и обычных редкометальных пегматитов кристаллизуются при сходных Р-Г условиях [London, 1986Ь]. В частности, к таковым обычно относят широко известные пегматиты Калифорнии, однако среди них преобладают тела, в которых редкометальная минерализация присутствует главным образом в самих миаролах и вблизи них. Таковы, например, месторождения Литл Три, Хималяйа, Турмалин Кинг, Турмалин Куин и многие другие. Детальное изучение валового состава подобных им пегматитов в Забайкалье показало, что по уровням содержаний редких металлов они являются субредкометальными образованиями и геохимически наиболее близки редкометально-мусковитовым пегматитам [Загорский, Перетяжко, 1992а,б]. Вместе с тем такие месторождения самоцветов, как Пала Чиф, Уайт Куин и особенно Стюарт в пегматитовом поле Пала по своему минеральному составу должны быть отнесены к типичным редкометальным пегматитам. Последние с большим количеством миарол часто встречаются во многих пегматитовых полях Бразилии и Мадагаскара. Отдельные тела, богатые миаролами с самоцветами, известны также в некоторых полях и жильных свитах литиевых сподуменовых пегматитов, например месторождения Кулам и Дарай-Пич в Афганистане, жила Полиминеральная в Завитинском поле (Восточное Забайкалье).

Широко развиты миаролы в некоторых полях редкометально-редкоземельных амазонитовых пегматитов (Ильменские горы, Урал; батолит Пайке Пик в Колорадо, США). Редкометально-мусковитовые пегматиты также иногда содержат миаролы с самоцветами. К таковым относятся, например, пегматиты Азад Кашмира (Пакистан), некоторые месторождения в штате Минас-Жерайс (Бразилия) и Юго-Восточной Африке (Зимбабве), являющиеся источником листового мусковита, берилла, ювелирных морганита и турмалина. Встречаются миаролы, хотя и очень редко, в мусковитовых пегматитах, например в Мамской провинции, Бразилии и США. Наконец, в штате Керала (Индия) известен пример развития миарол в пегматитах относимых к высокобарической полевошпатовой формации.

Наличие минерализованных полостей в пегматитах разных формаций, существенно различающихся по условиям образования, привело к понятию "миароловая фация пегматитов" [Миароловые пегматиты, 1999]. При этом под миароловыми понимаются пегматиты любой специализации, содержащие полости с друзовой минерализацией, что нашло отражение в классификации гранитных пегматитов [Загорский и др., 2003], сокращенный вариант которой приведен в таблице 1. В систематике миароловых пегматитов используются три уровня классификационных единиц: формация (подформация) - минерагенический (геохимический) эволюционный ряд - структурно (текстурно)-парагенетический тип. Каждая формация (подформация) объединяет несколько рядов, а ряд в свою очередь представлен несколькими генетически связанными типами пегматитов - от "безрудных" до продуктивных на тот или иной вид минерального сырья.

По комплексу геологических и термобарогеохимических данных выделены три группы формаций гранитных пегматитов - низких, умеренных и высоких давлений. Первая группа объединяет кристаллоносную и редкометально-редкоземельную формации (до 2.5 кбар). Кристаллоносная формация разделена на две подформации: флюорито-хрусталеносную и субредкометальную. Флюорито-хрусталеносная подформация объединяет только внутригранитные сингенетические пегматиты, являющиеся источником кварцевого и флюоритового кристаллосырья, которые в отечественной литературе часто называют "камерными". В субредкометальную подформацию включены как сингенетические внутригранитные пегматиты с топазом и бериллом в качестве ведущих друзовых минералов, так и

Таблица 1.1. Систематика миароловых гранитных пегматитов [Миароловые пегматиты, 1999]

Группа Формаций Формация пегматитов Подформация пегматитов Миароловая фация Минерагенический эволюционный ряд

Низких давлений* (до 2.5 кбар) Кристаллоносная Флюорито-хрусталеносная Весьма характерна Флюорито - кварцевый

Субредкометальная Весьма характерна Топаз - берилловый Турмалиновый

Редкометально-редкоземельная Проявлена часто Амазонитовый

Умеренных давлений (2-5 кбар) Редкометальная Петалитовая Проявлена в отдельных пегматитовых полях и телах Верил (морганит ) - турмалиновый *** Турмалин - кунцитовый Фосфатно - турмалиновый

Сподуменовая

Высоких давлений (> 5 кбар) Слюдоносная Редкометально-мусковитовая Проявлена редко Берилл -турмалиновый

Мусковитовая Проявлена очень редко Апатит - мусковитовый

Полевошпатовая Достоверно не установлена ? $ ^ ^ Ф Ф 4е

Примечание. - давление начального этапа минералообразования или литостатическая нагрузка, - или воробьевит, - имеются в любые цветовые разновидности прозрачного сподумена. перемещенные во вмещающие породы далеко за пределы очагов пегматитовой магмы эпигенетические топаз-берилловые и турмалиновые пегматиты.

Пегматиты редкометально-редкоземельной формации подобно субредкометальным миароловым пегматитам занимают по условиям образования промежуточное положение между малоглубинными внутригранитными флюорито-хрусталеносными и среднеглубинными редкометальными пегматитами. Но пегматиты этой формации генетически связаны с комплексами гранитоидов более высокой щелочности, что находит яркое отражение в их геохимической специфике и в особенностях минерального состава.

Формация редкометальных пегматитов умеренных давлений (2-5 кбар) подразделена на две подформации - петалитовую и сподуменовую [Макагон, Шмакин, 1988]. Миароловая фация реализуется преимущественно в полях пегматитов сподуменовой подформации, с которыми связаны многие крупные месторождения морганита, турмалина и практически все месторождения кунцита. В группе формаций высоких давлений (>5 кбар) выделены слюдоносная и полевошпатовая формации. Слюдоносная формация подразделяется на две подформации - редкометалльно-мусковитовую и мусковитовую. В ряде регионов мира редкометально-мусковитовые пегматиты являются промышленным источником не только мусковита и бериллия, но и драгоценных разновидностей берилла и турмалина из миарол. Минералы из полостей мусковитовых пегматитов с кварцем, альбитом, мусковитом, реже апатитом, представляют ценность лишь как коллекционный материал. В миаролах из пегматитов штата Керала (Индия), относящихся предположительно к полевошпатовой формации, наряду с полевыми шпатами и кварцем встречается хризоберилл и берилл.

Следующему классификационному уровню отвечает признак геохимической специализации миароловых пегматитов, а соответствующими ему классификационными единицами являются минерагенические (геохимические) эволюционные ряды, каждый из которых представлен несколькими генетически и пространственно связанными типами пегматитов. Эволюционные ряды называются по одному или двум ведущим видам кристаллосырья в наиболее продуктивном минерально-парагенетическом типе пегматитов данного ряда,, что не исключает присутствия в составе друзовых парагенезисов и других минералов. Во флюорито-хрусталеносной подформации кристаллоносной формации выделяется флюорито-кварцевый минерагенический эволюционный ряд, а среди субредкометальных миароловых пегматитов - топаз-берилловый и турмалиновый эволюционные ряды.

В полях топаз-берилловых пегматитов разные тела и даже разные части одного и того же пегматитового тела часто характеризуются резким преобладанием полостей с бериллом либо с топазом. Для редкометально-редкоземельных пегматитов важнейшим является амазонитовый эволюционный ряд.

Главные эволюционные ряды редкометальных миароловых пегматитов - берилл (морганит)-турмалиновый и турмалин-кунцитовый. В пегматитах первого ряда обычно турмалин преобладает над морганитом в полостях, но имеются месторождения и с обратным соотношением этих минералов. В пегматитах второго эволюционного ряда, также, как правило, преобладает один из самоцветов -турмалин либо кунцит, а морганит встречается в подчиненном количестве. Кроме того, выделяется фосфатно-турмалиновый эволюционный ряд редкометальных миароловых пегматитов, для которых характерно широкое развитие разнообразных фосфатов как в массивных зонах пегматитов, так и в полостях. В последних наряду с турмалином и морганитом в значительных количествах присутствуют кристаллы апатита, бразилианита, гидроксилгердерита, реже - амблигонит и другие минералы. К этому ряду относятся многие известные месторождения Новой Англии (США), например, Ньюри, Маунт Апатит, Беннет и др., а также миароловые пегматиты ряда полей штата Минас-Жерайс (Бразилия). Наиболее яркий из них - район знаменитого месторождения бразилианита Коррего Фрио. В редкометальных пегматитовых полях, где миароловая фация не проявлена, фосфатно-турмалиновому ряду пегматитов соответствует фосфор-тантал-литиевый геохимический эволюционный ряд [Редкометалльные пегматиты, 1997].

Для редкометально-мусковитовых миароловых пегматитов ведущим является берилл-турмалиновый эволюционный ряд. Берилл в них может быть представлен аквамарином и морганитом. В мусковитовых миароловых пегматитах выделяется апатит-мусковитовый эволюционный ряд. Из названий эволюционных рядов очевидна и их основная геохимическая специализация: флюорито-хрусталеносный -Р, 31; топаз-берилловый - Р, Ве; берилл-турмалиновый - Ве, Ц В; турмалин-кунцитовый - В, Ы; фосфатно-турмалиновый - Р, и, В; апатит-мусковитовый - Р, НгО, 81. Важно, что одноименные ряды миароловых пегматитов разных формаций различаются как по особенностям состава и строения представляющих эти ряды типов пегматитов, так и по геохимическим особенностям слагающих их минералов.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Перетяжко, Игорь Сергеевич

Выводы по условиям образования жилы Амазонитовая. Процессы магматической кристаллизации пегматита завершились образованием серии миарол с крупными кристаллами кварца, зонального амазонит-адуляра, топаза. Во всех зонах пегматита Кпш представлены смесью моноклинных и триклинных фаз. От контактов к центру жилы возрастает интенсивность амазонитовой окраски и концентрации РЬ, 1ЧЬ и Т1 в Кпш. Минералообразование в околомиароловой зоне и в миаролах происходило при температурах 360-160°С и давлениях 1050-420 бар из борнокислых хлоридно-фторидно-бикарбонатных калий-натровых растворов с концентрациями солей 11.4-3.5 мас.% экв. ЫаС1, углекислоты 20.2-10.6 мас.% и 6-10 мас.% Н3В03. В составе минералообразующего флюида при образовании кристаллов амазонит-адуляра в миаролах был метан (0.2-0.3 мас.%) и, вероятно, более тяжелые углеводороды. В процессе образования друзовых комплексов происходило неоднократное вскрытие миарол, что сопровождалось трещинообразованием, сбросом давления, вскипанием флюида, выравниванием давления и состава флюида между первоначально изолированными миаролами. В присутствии кипящего водно-углекислотного флюида возрастала скорость роста кристаллов Кпш и вместо амазонита кристаллизовался менее упорядоченный моноклинный барийсодержащий адуляр. В результате наложенного гидротермального процесса метастабильные при низких температурах ортоклазы из первичных зон пегматита претерпели твердофазовую структурную перестройку с образованием триклинных фаз. Степень структурной упорядоченности вновь образованных триклинных фаз возрастает прямо пропорционально интенсивности изменения моноклинных Кпш и максимально упорядоченные микроклины содержат только следы моноклинных фаз. Триклинизация Кпш происходила после кристаллизации всего пегматитового тела при воздействии гидротермальных растворов, вероятнее всего связанных с щелочным метасоматозом, широко проявленным в пределах Музкольского метаморфического комплекса после внедрения гранитов и жильных серий пегматитов. Жила Амазонитовая находилась в зоне воздействия таких гидротермальных растворов, что способствовало процессам твердофазовых преобразований Кпш (триклинизации) и обусловило необычный характер распределения его различных структурных модификаций в пределах жилы.

Из геологических наблюдений следует, что на закристаллизованные пегматитовые тела или на их отдельные участки в пределах Рангкульского поля воздействовали гидротермальные растворы-рассолы, проникавшие по ослабленным зонам в толщу вмещающих пород, вероятнее всего, в период их региональных метасоматических преобразований после внедрения гранитов шатпутского комплекса и генетически связанных с ними жильных серий пегматитов. В Музкольском метаморфическом комплексе с процессами щелочного (натрового) метасоматоза связана интенсивная альбитизация и скаполитизация разных пород, а также образование среди них месторождения и проявлений ювелирного скаполита. Ряд пегматитовых тел в пределах узла содержит вторичные миаролы с ювелирным скаполитом, приуроченные к секущим пегматиты трещинным зонам, а жила Амазонитовая находится вблизи наиболее крупного скаполитового месторождения Кукурт (рис. 2.17). Необходимо было определить условия, при которых происходило образование типичных вторичных миарол со скаполитом в пегматитах этого района.

Кукуртское месторождение ювелирного скаполита связано с содержащими полости метасоматическими жилами, залегающими среди метаморфических пород Музкольского комплекса [Дюфур и др., 1994]. Благородные скаполиты Кукуртского узла максимально обогащены мариалитовым миналом и относятся к ряду мариалит Ма4(А13819024)С1 - кальциевый мариалит СаМаз^ЦЭ^СЪОС!. По данным [Дюфур и др., 1994] образование скаполита происходило здесь в температурном интервале 470-300°С при давлении флюида 1000-400 бар. Близкие значения температуры гомогенизации (440-300°С) и давления (750 бар) получены также для прозрачного сиреневого скаполита из вторичной полости, секущей пегматитовую жилу Полихромная [Россовский и др., 1991].

Нами изучались скаполиты из метасоматических жил месторождения Кукурт и вторичных миарол в пегматитовых телах Перевальное и Верхнее [Прокофьев и др, 2000]. Во всех образцах скаполита обнаружены первичные многофазовые ФВ хлоридных рассолов (рис. 7.7) и сингенетичные им существенно газовые ФВ, что свидетельствует о гетерогенном состоянии флюида. Вторичных ФВ в изученных кристаллах не обнаружено. Термометрические свойства ФВ в скаполите из вторичных миарол пегматитов весьма близки таковым для скаполита из метасоматических зон месторождения Кукурт (табл. 7.9). В обоих случаях скаполит кристаллизовался из насыщенных хлоридных рассолов, содержащих 71-53 мас.% экв. ЫаС1, и сингенетичных им углекислотных флюидов при давлении 3.7-1.3 кбар и температуре 580-450°С. В то же время установлено, что минералы в первичных миаролах и в околомиароловых зонах пегматитов Рангкульского поля , в том числе и в жиле Амазонитовая, формировались при более низкой температурах (380-160°С) и давлениях (1.5-0.4 кбар). а) - <6> Щ. % Щ§ <В)| Щ

Рисунок 7.7. Флюидные включения в скаполитах [Прокофьев и др., 2000]. а) - скаполит из месторождения Кукурт, многофазовые включения рассола (ТГОМ=550°С в жидкость) с жидкой и газообразной фазами ССЬ, кубическими кристаллами хлоридов, непрозрачной фазой (рудный минерал?) и водным раствором в интерстициях (вокруг мелкие однофазные удлиненные первичные включения плотной углекислоты); (б) — включение плотной ССЬ, захваченное при кипении флюида (ТГ0М=5.2°С в жидкость); (в) - скаполит из вторичной миаролы пегматитового тела Перевальное, многофазовое включение рассола (ТГОМ=570°С в жидкость) с газовым пузырем, кубическими кристаллами хлоридов и водным раствором. Размер масштабной линейки 100 мкм.

Образование вторичных миарол со скаполитом в пегматитах Рангкульского поля осуществлялось после кристаллизации массивных зон. Оно могло происходить как на постмагматическом этапе, в том числе и параллельно с формированием околомиароловых комплексов и первичных миарол, так и быть оторванным во времени от процессов пегматитообразования. В первом случае нельзя исключать возможности смешения наложенных на пегматиты высокотемпературных хлоридных рассолов, ответственных за формирование вторичных полостей в пегматитах, с собственно пегматитовыми флюидами. Возможно, именно этим объясняется аномально высокая соленость растворов включений в минералах из миарол жилы

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Гранитные пегматиты с миаролами - одни из важнейших типов месторождений пьезооптического, ювелирного и коллекционного сырья. Они известны на всех континентах, кроме Антарктиды, формируясь в интервале от нижнего протерозоя до плиоцена, причем от древних к молодым пегматитам встречаемость в них миарол возрастает. Такие пегматиты занимают особое место в систематике гранитных пегматитов и рассматриваются как миароловая фация, которая с разной степенью вероятности реализуется в пегматитах большинства пегматитовых формаций. Масштабы проявления миароловой фации закономерно снижаются от малоглубинных пегматитов низкобарической кристаллоносной формации к высокобарическим пегматитам слюдоносной формаций. В этом ряду давление начальных этапов их образования возрастает, тогда как температура, наоборот, снижается. Независимо от формационной принадлежности давление в миароловых пегматитах, как правило, превышает величину возможной литостатической нагрузки.

Большинство полей и месторождений миароловых пегматитов приурочено к выступам древнего фундамента - щитам, срединным массивам, глыбам, нередко затронутым процессами активизации, и примыкающим к ним складчатым структурам либо к сводовым поднятиям в пределах складчатых областей с приподнятыми блоками фундамента. Для реализации миароловой фации зоны растяжения более предпочтительны, чем области с тектоническим режимом сжатия. Характерна приуроченность полей миароловых пегматитов к зонам влияния глубинных разломов фундамента, особенно к участкам их сочленения и пересечения с поперечными разломами.

Главные факторы, влияющие на минеральный состав и геохимические особенности миароловых пегматитов - принадлежность их к той или иной пегматитовой формации, к тому или иному минерагеническому эволюционному ряду, а также степень дифференцированности пегматитов. Наиболее чуткие индикаторы условий образования пегматитов - минералы переменного состава, такие как слюды, полевые шпаты, турмалины, бериллы, титано-танталониобаты. Зоны первичной кристаллизации в миароловых пегматитах и их бесполостных аналогах в пределах одной формации (подформации) и эволюционного ряда по минеральному составу значимо не различаются, но могут отличаться по геохимическим особенностям минералов.

Впервые обнаружены включения борнокислых растворов с дочерними кристаллами сассолина в минералах из миароловых пегматитов во многих регионах мира. Во ФВ захватывались в разной степени концентрированные водные или водно-углекислотные борнокислые растворы с примесями хлоридов №, К, Са (иногда - Ре, Мд, 11, Сэ), бикарбонатов, фторидов и, возможно, небольших количеств других соединений. Средние содержания Н3ВО3 в таких растворах составляют 6-12 мас.% при максимальных значениях до 27 мас.%. Обобщены экспериментальные данные по свойствам борнокислых водных флюидов, предложена методика расчета концентрации в них Н3ВО3, показаны возможные источники ошибок при оценках концентраций бора методами термометрии и атамно-эмиссионной спектроскопии. Установлено, что концентрированные борнокислые флюиды принимали участие в процессах минералообразования миароловых пегматитов вне зависимости от их минерального состава, формационной принадлежности, возраста и геологического положения.

Ранее в петрогенетических моделях формирования редкометальных гранитов и связанных с ними пород бор среди летучих компонентов не рассматривался, а основное внимание уделялось фтору и хлору. Начиная с 2003 года, в литературе стали все чаще обсуждаться разные аспекты поведения бора в гранит-пегматитовых и пегматитовых системах, а также связанных с ними гидротермальных процессах. После обнаружения высоких концентраций бора и фтора в РВ и ФВ из минералов гранитных пегматитов, Ы-Р гранитов и онгонитов стало ясно, что бор занимает важное место среди летучих соединений в магматических процессах. Опубликование наших работ [Эгтитоу е1 а1., 1999; Реге1уагИко е! а1., 1999; Смирнов и др., 2000; Перетяжко и др., 2000], описывающих открытие борнокислых растворов во включениях минералов гранитных пегматитов и" связанные с этим петрологические следствия, стимулировало дальнейшее изучение другими исследователями особенностей поведения бора и фтора в расплавах и флюидах магматического и гидротермального происхождения, способствовало проведению целого ряда методических, экспериментальных и теоретических работ. За период 2001-2010 гг. по этой теме разными исследователями опубликовано около 30 статей в ведущих журналах геологического профиля в России и за рубежом. Разные аспекты данной проблемы обсуждались в докладах на многочисленных российских и международых научных форумах. Таким образом, можно с уверенностью говорить, что открытие концентрированных борнокислых флюидов и сассолина во включениях из минералов миароловых гранитных пегматитов имеет большое значение для изучения процессов минералообразования, проходящих при участии богатых бором и фтором сред, а также условий кристаллизации самых разных пород как магматического, так и гидротермального генезиса.

При рассмотрении свойств флюидов учитывались существенные различия фазовых диаграмм водных систем первого и Р-0 типов. Показано, как можно использовать Р-Т-У-Х свойства магматических флюидов разных типов для реконструкции условий образования миароловых гранитных пегматитов и онгонитов. Чрезвычайно важно определить, какому типу соответствуют флюиды во включениях, поскольку без этого нельзя корректно рассчитать давление при температурах образования (захвата минералами) сингенетичных ФВ и РВ. В многокомпонентных водных системах, к которым относится большинство природных флюидов, температурный коэффициент растворимости соединений, а следовательно, и тип растворов может меняться в зависимости от их концентраций и Т-Р условий. Яркий тому пример, вскипание флюида в афировой зоне массива онгонитов Ары-Булак, вызванное изменением его состава.

Предложена методика изучения свойств верхней области несмесимости в системах Р-0 типа, используя существенно газовые ФВ. Опыты с ФВ из онгонитов впервые показали как быстро и обратимо происходит взаимодействие низкоплотного солевого флюида с кварцем при температурах выше 1170-1200°С. Подобные опыты с ФВ позволяют исследовать процессы высокотемпературной растворимости кварца и других минералов в зависимости от состава исходного флюида. Эти данные важны для понимания особенностей флюидно-магматической кристаллизации различных пород и вулканических процессов, проходивших при очень высоких температурах в относительно низкобарических условиях.

Из данных изучения системы НзВОз-ЫаР-ЗЮг-НгО при 350-800°С и 1-2 кбар методом синтетических ФВ следует ряд выводов, объясняющих некоторые процессы образования друзовых комплексов в миаролах. Значительный рост растворимости кварца, высокая взаимная растворимость Н3ВО3 и ЫаР в водном флюиде при повышении температуры вызваны образованием В,Р,31,Ма-содержащих комплексных соединений. При 800°С и 2 кбар в изученной системе широко проявлены явления жидкостной несмесимости. В зависимости от исходной концентрации бора и фтора в системе при таких условиях сосуществуют несмесимые флюидные фазы: низкоплотный газовый или паровой раствор, концентрированный существенно борнокислый и фторный жидкие растворы, плотная водно-силикатного жидкость, которая после охлаждения трансформируется в стекло или вязкую жидкость. При 800°С и 2 кбар несмесимые флюидные фазы находились в дисперсно-коллоидном состоянии. Эти жидкости обладают повышенной экстрагирующей способностью в отношении элементов-примесей, присутствующих в исходной шихте даже в следовых количествах. Часть изученных растворов в системе НзВОз-ЫаР-ЗЮг-НгО относятся к Р-0 типу, осложненному метастабильной или стабильной областью расслаивания. Метастабильные флюидные равновесия переходят в стабильные за счет образования комплексных соединений в результате взаимодействия кварца с бор-фторсодержащим флюидом при 800°С и 2 кбар. В системе НзВОз-МаР-БЮг-ЬЬО при таких Р-Т условиях находятся также концентрированные борнокислые растворы первого типа. Т.е. в условиях опыта сосуществовали несмесимые флюидные фазы первого и Р-0 типов.

Экспериментальные данные позволяют предположить, что в природных флюидах с высокими содержаниями бора и фтора вероятны проявления жидкостной несмесимости. В высокотемпературной области происходит разделение флюида на существенно борную и фторную концентрированные жидкости, а вблизи критической точки воды возможно стабильное сосуществование двух жидкостей и пара. В концентрированных бор-фторсодержащих флюидах при температурах выше 800°С существуют силикатно-водно-солевые дисперсно-коллоидные среды. Такие среды способны концентрировать многие редкие элементы. Их преобразование при охлаждении в стекпоподобные массы или вязкие жидкости (гели, студни), последующая раскристаллизация в интервале относительно низких температур приведет к выделению истинного раствора, обогащенного этими элементами.

Изучение минералообразующих сред свидетельствует о насыщенности силикатных расплавов, из которых образовались миароловые гранитные пегматиты разных формаций, летучими компонентами. Это подтверждается частым сонахождением в минералах, начиная с ранних зон пегматитовых тел, сингенетичных первичных РВ и ФВ, реже - включений водно-силикатно-солевых рассолов. Содержание НгО в расплавах могло достигать 7-10 мас.%. Полученные данные по включениям из минералов миароловых пегматитов и анализ имеющихся экспериментальных данных свидетельствуют, что образование друзовых комплексов в миаролах могло проходить из разных по составу гелей - как существенно силикатных, так и алюмосиликатных со значительными вариациями концентраций л* воды, Б"!, А!, Ыа, В, ¥ и других элементов. Гелеподобные среды способны экстрагировать многие редкие и летучие компоненты пегматитовой магмы и были той средой, из которой в пегматитах формировались друзовые и околомиароловые редкометальные комплексы, а также крупные блоковые зоны кварца.

Проведен анализ условий образования крупных флюидных обособлений в потоке мелких пузырей при дегазации гранитных (пегматитовых) расплавов. Скорости всплытия флюидных пузырей зависят от их размеров, вязкости и плотности расплавов, плотности флюидных фаз, а расстояния, на которые перемещаются пузыри, определяются длительностью существования расплавов в текучем'состоянии. Рассматриваются разные варианты первичного и вторичного кипения гранитной магмы в зависимости от Р-Т условий и концентраций растворенной в ней воды, Я, В и других компонентов. Обсуждаются возможные интервалы значений плотности флюидных фаз, вязкости и плотности гранитных (пегматитовых) расплавов, скорости всплытия флюидных пузырей, процессы их коалесценции и накопления в интервале температур 650-850°С. Получены примерные оценки длительности кристаллизации расплавов при формировании интрузивных массивов и даек гранитов, а также тел сингенетических внутригранитных и перемещенных во вмещающие породы эпигенетических гранитных пегматитов. Данные расчетов и геологические наблюдения позволяют сделать.вывод, что крупные флюидные обособления формировались еще в очагах зарождения гетерогенной гранитной (пегматитовой) магмы до ее внедрения во вмещающие породы. Такими очагами могли быть области магматических камер в пределах гранитных интрузий, где происходило накопление обогащенных летучими компонентами расплавов и последующая их дегазация с выделением флюидных фаз разного состава и плотности. Процессы, приводящие к гетерогенизации пегматитовой магмы в очагах ее накопления вызваны экстремальным обогащением расплавов летучими компонентами, прежде всего, водой, бором и фтором.

При кристаллизации флюидонасыщенных расплавов в благоприятных условиях образуются граниты миаролитовой текстуры. Внедрение во вмещающие породы гетерогенной пегматитовой магмы, состоящей из несмесимых силикатных расплавов и крупных обособлений флюидных фаз, приводило к тому, что такие обособления (будущие миаролы) могли находиться в любой части пегматитовмещающей камеры. Это объясняет, почему в гранитных пегматитах миаролы, сильно отличающиеся по составу и соотношению минералов в друзовых комплексах, встречаются в разных частях жильных тел или зонах раздувов, в том числе и вблизи контактов с вмещающими породами.

Значительные вариации давления в миароловых полостях связаны с особенностями состава, агрегатным состоянием и типом находящихся в них флюидных фаз разной плотности. Миаролы в разных частях пегматитовых тел и даже соседние миаролы нередко разительно различаются по составу друзовых парагенезисов, морфологии и другим физическим свойствам кристаллосырья, что свидетельствует о их автономном развитии. Процессы минералобразовнания в миаролах, особенно крупных, часто сопровождались резкими изменениями флюидного давления, вскипанием (гетерогенизацией) и изменением состава флюидоЪ. Последние проникали по трещинам в окружающую пегматитовую матрицу, активно воздействуя на нее вплоть до образования первично-вторичных миарол. Вторичные миаролы, образованные при воздействии на пегматиты аллометасоматических флюидов, очень редки. Они отличаются от первичных и первично-вторичных полостей характером минерализации и структурным положением.

Наиболее важные результаты работ отражены в пяти защищаемых положениях:

2. В процессах кристаллизации миароловых гранитных пегматитов и редкометальных гранитоидных пород принимали участие концентрированные борнокислые флюиды, богатые бором и фтором силикатные расплавы.

3. В обогащенных бором и фтором флюидах при высоких температурах и давлениях образуются В-Р-БьМа-содержащие комплексные соединения, а также силикатно-водно-солевые плотные жидкие фазы. Такие фазы в коллоидно-дисперсном состоянии способны экстрагировать редкие и летучие компоненты из пегматитовой магмы.

4. На магматическом этапе кристаллизации миароловых гранитных пегматитов сосуществовали несмесимые силикатные расплавы, флюиды первого и Р-0 типов, а также среды коллоидной природы. Из флюидных и гелеподобных сред разного состава формировались друзовые комплексы в первичных миаролах, околомиароловые редкометальные комплексы и блоковые зоны (ядра) кварца.

Автометасоматические изменения пегматитов приводили к образованию первично-вторичных минерализованных полостей. Вторичные полости, связанные с наложенными метасоматическими процессами, встречаются редко.

Несмотря на значительный объем информации по особенностям строения, минеральному составу, минералогии и геохимии миароловых пегматитов, степень изученности условий их формирования остается все еще недостаточной. Особенно мало данных о процессах гетерогенизации пегматитовой магмы, приводивших к ликвации на существенно натриевые и калиевые несмесимые силикатные расплавы, дегазации флюидов разных типов и появлению гелеподобных сред. Эти и другие проблемы, связанные с петрогенезисом гранитных пегматитов, будут решаться в дальнейшем.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Перетяжко, Игорь Сергеевич, Иркутск

1. Абрамов С.С. Образование высокофтористых магм путем фильтрации флюида через кислые магмы: петрологические и геохимические свидетельства метамагматизма // Петрология. 2004. Т. 12. № 1. С. 22-45.

2. Агафонова Т.Н. Химический состав и окраска турмалинов Борщовочного кряжа // Докл. АН СССР. 1947. Т. 5. № 9. С.61-864.

3. Азизов Н.Д, Ахундов Т.С. Термические свойства водных растворов борной кислоты при 298-573° К // Теплофизика высоких температур. 1996. Т.34. № 5. С. 798801.

4. Айлер Р. Химия кремнезема // М.: Мир. 1982. 1127 с.

5. Акинфиев H.H., Воронин М.В., Зотов A.B., Прокофьев В.Ю. Экспериментальные исследования устойчивости хлорборатного комплекса и термодинамическое описание водных компонентов системы B-Na-CI-0-Н до 350°С // Геохимия. 2006. № 9. С. 937-949.

6. Аксюк A.M. Экспериментальное обоснованные геофториметры и режим фтора в гранитных фдюидах // Петрология. 2002. Т. 10. № 6. С. 630-644.

7. Александров С.М. Геохимия бора и олова в месторождениях магнезиально-скарновой формации // М.: Наука. 1982. 272 с.

8. Аллер Г.Д. Адун-Челонские граниты // Зап. ВМО. 1936. № 2. С. 286-314.

9. Алтухов E.H., Смирнов А.Д., Леонтьев Л.Н. Тектоника Забайкалья // М.: Недра. 1973. 172 с.

10. Амазонит Вохменцев А.Я., Остроумов М.Н., Марин Ю.Б., Платонов А.Н., Попов В.А., Таращан А.Н., Шмакин Б.М. // М.: Недра. 1989. 192 с.

11. Андреева И.А., Наумов В.Б., Коваленко В.И., Кононкова H.H. Фторидно-сульфатные и хлоридно-сульфатные солевые расплавы карбонатитсодержащего комплекса Мушугай-Худук, Южная Монголия // Петрология. 1998. Т. 3. № 3. С. 308316.

12. Антипин B.C. Петрология и геохимия гранитоидов различных фаций глубинности //Новосибирск: Наука. 1977. 158с.

13. Арнаутов Н.В., Базаров Л.Ш., Долгов Ю.А. Характер изменения состава растворов в процессе формирования флюоритоносного камерного пегматита // ДАН СССР. 1965. Т. 164. № 5. С. 1147-1150.

14. Афонина Г.Г. Определение тренда Al/Si упорядочения и количества AI в тетраэдрических позициях калиевых полевых шпатов по рентгенограммам порошка // Зап. ВМО. 1995. № 3. С. 65-79.

15. Афонина Г.Г., Макагон В.М., Шмакин Б.М. Барий и рубидий-содержащие калиевые полевые шпаты. Новосибирск: Наука. 1978. 110 с.

16. Ахманова М.В., Курильчикова Г.Е. Исследование состояния ионов в борфторсодержащих водных растворах соединений калия и натрия методом ИК-спектров//Журнал неорганической химии. 1962. Т. 7. № 3. С. 516-521.

17. Бабаев К. Л. Гранитные пегматиты Средней Азии // Ташкент. 1960. Тр. Среднеазиатского НИИ Геологии и Минерального Сырья. Вып.1. 351 с.

18. Баданина Е.В., Томас Р., Сырицо Л.Ф., Векслер И.В., Трамболл Р.Б. Высокая концентрация бора в расплаве, формирующем Li-F граниты // Докл. РАН. 2003. Т. 390. № 1. С. 96-99.

19. Базаров Л.Ш. Изменение физико-химических условий в процессе формирования пегматитов Центрального Казахстана // Минералогическая термометрия и барометрия. Т.1. М.: Наука. 1968. С. 70-82.

20. Бакакин В.В., Рылов Г.М., Белов Н.В. Рентгенографическая диагностика изоморфных разновидностей берилла // Геохимия. 1970. № 11. С. 1302-1311.

21. Бакуменко И.Т., Коноваленко С.И. Особенности формирования миароловых пегматитов и их положение среди гранитных-пегматитов //Термобарогеохимическиеисследования процессов минералообразования. 1988. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ие. 1988. С. 123-135.

22. Бакуменко И.Т., Косухин О.Н., Косалс Я.А., Лхамсурэн Ж. К генезису ритмично-полосчатых текстур в гранитоидах//Докл. АН СССР. 1981. Т. 260. № 2. С. 444-448.

23. Балашов В.Н., Зарайский Г.П., Зельтман Р. Флюидно-магматическое взаимодействие и осцилляционные явления при кристаллизации гранитного расплава с накоплением и потерей водно-фторидного флюида // Петрология. 2000. Т. 8. № 6. С. 563-585.

24. Белогуб Е.В., Баженов А.Г. Ильменские горы путешествие в минералогический рай (путеводитель) // Санкт-Петербург. 1997. 60 с.

25. Белогуб Е.В., Попов В.А., Попова В.И. Турмалины из гранитных пегматитов Ильменских гор // материалы III регионального совещания "Минералогия Урала". Миасс: ИМин УрО РАН. 1998. Т. 1. С. 46-49.

26. Бернэм К.У. Гидротермальные флюиды магматической стадии. В кн.: Геохимия гидротермальных рудных месторождений // М.: Мир. 1970. С. 40-73.

27. Бескин С.М., Марин Ю.Б., Эфрос Б.Д. Типы пегматитовых полей Центрального Казахстана // Пегматиты (минералогия, генезис и промышленная оценка). Материалы конференции: Л.: 1972. С. 190-203.

28. Бескин С.М., Эфрос Б.Д. Основы классификации пегматитов формации малых глубин и методика выделения продуктивных объектов // Условия образования пьезооптических минералов в пегматитах. М.: Недра. 1969. С. 27-33.

29. Бескин С.М., Ларин В.Н., Марин Ю.Б. Редкометальные гранитовые формации // Л.: Недра. 1979. 280 с.

30. Бетехтин А.Г. Гидротермальные растворы, их природа и процессы рудообразования // В кн.: Основные проблемы в учении о магматических рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР. 1955. С. 125-311.

31. Беус A.A. Геохимия бериллия и генетические типы бериллиевых месторождений // М.: Изд-во АН СССР. 1960. 328 с.

32. Беус A.A., Герасимовский В.В. К металлогении фундамента острова Мадагаскар // Геология рудных месторождений. 1979. Т. 21. № 2. С. 19-30.

33. Боруцкий Б.Е. Химический состав и структурное состояние щелочных полевых шпатов в нефелиновых сиенитах Хибинского массива // Вопросы однородности и неоднородности минералов. М.: Наука. 1971. С. 141-173.

34. Большое трещинное Толбачинское извержение (Камчатка, 1975-1976). Отв. Редактор Федотов С.А. // М.: Наука. 1984. 636 с.

35. Бутузов В.П., Брятов Л.В. Изучение фазового равновесия в части системы Н2О-ЭЮг-МагСОз при высоких температурах и давлениях // Кристаллография. 1957. Т. 2. № 5. С. 670-675.

36. Бушев А.Г., Кузьмин В.И., Пеньков В.Ф., Новгородова М.И., Буслаев Е .Ю., Лобзин Е.В. Органические соединения в минералах Памира // Геохимия. 1997. № 3. С. 348-352.

37. Бычков A.M., Русаков B.C., Мешалкин С.С. Экспериментальное определение температуры перехода низкий санидин-микроклин // Геохимия. 1993. №12. С. 16831696.

38. Валяшко В.М. Фазовые равновесия и свойства гидротермальных систем // М.: Наука. 1990. 270 с.

39. Валяшко М.Г., Власова Е.В. К вопросу о состоянии бора в водных растворах (по данным инфракрасной спектроскопии) // Геохимия. 1966. № 7. С. 818-831.

40. Валяшко М.Г., Годе Г.К. О связи формы выделения боратов из растворов с величиной их pH //Журнал неорганической химии. 1960. Т. 5. № 6. С. 1316-1328.

41. Вартанова Н.С., Завьялова И.В., Щербакова З.В. Гранитоиды Восточного Забайкалья // Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ие. 1972. 271 с Вернадский В.И. О воробьевите и химическом составе бериллов //Тр. Геол. Музея. 1908. Т. 2. Вып. 5. С. 81-102.

42. Виноградов Е.Е., Зайцева С.Н., Самойлов О.Я., Яшкичев В.И. О влиянии состава водного раствора на диссоциацию борной кислоты // Журнал физической химии. 1966. Т. 40. № 10. С. 2519-2521.

43. Виниченко Г.П., Кухтиков М.М. О возрасте музкольскго метаморфического комплекса на Восточном Памире // Изв. АН Тадж. ССР. Отд. физ.-мат. и геол.-хим. наук. 1969. № 3 (33). С. 72-79.

44. Влодавец В.И. О паро-гидросольфатермальных месторождениях в вулканических областях Италии // Изв. АН СССР. 1955. Сер. геол. № 5. С. 109-129.

45. Воскресенская И.Е., Барсукова М.Л. Синтез и свойства некоторых железистых и безжелезистых турмалинов // Гидротермальный синтез кристаллов. М.: Наука. 1968. С. 179-192.

46. Вукалович М.П., Аптунин В.В. Теплофизические свойства двуокиси углерода. // М.: Атомиздат. 1965. 455 с.

47. Танеев И.Г., Румянцев В.Н. О природе расслоения в системе H20-Si02-Na0H при повышенных давлениях и температурах // Неорганические материалы. 1971. Т. 7. № 12. С. 2191-2194.

48. Геология Монгольской Народной Республики. Т. 3. // М.: Недра. 1977. 703 с.

49. Гинзбург А.И., Родионов Г.Г. О глубинах образования пегматитов // Геология рудных месторождений. 1960. № 1. С. 45-54.

50. Годовиков A.A., Рипинен О.И., Моторин С.Г. Агаты // М.: Недра. 1987. 368 с.

51. Голубев B.C., Шарапов В.Н. Динамика эндогенного рудообразования // М.: Недра. 1974. 280 с.

52. Горбов А.Ф. Условия образования и закономерности размещения боратовых месторождений вулканогенно-осадочного типа //Тр.Всес.НИИ Галургии. 1960. Вып. 40. С. 3-69.

53. Горбов А.Ф. Геохимия бора // М.: Недра. 1976. 207 с.

54. Гордиенко В.В., Каменцев И.Е. Влияние крупных катионов рубидия и цезия на процесс упорядочения структуры калиевого полевого шпата // Минералогия и геохимия. Вып.2. Л.: Изд-во ЛГУ. 1967. С. 52-70.

55. Граменицкий E.H., Щекина Т.И., Девятова В.Н. Фазовые отношения во фторсодержащих гранитной и нефелин-сиенитовой системах и распределение элементов между фазами (экспериментальное исследование) // М.: Изд-во. ГЕОС. 2005. 188 с.

56. Гребенщиков И.В., Фаворская Т.А. К вопросу о титровании борной кислоты электрометрическим методом //Журнал Физико-Химического о-ва. 1929. Т. 61. Вып. 4. С. 561- 574.

57. Девина O.A., Ефимов М.Е., Медведев В.А., Ходаковский И.Л. Термодинамические свойства В(ОН)з° и В(ОН)4" в водном растворе при 298-573° К // Геохимия. 1982. № 4. С. 550-564.

58. Девина O.A., Куюнко Н.С., Ефимов М.Е., Медведев В.А., Ходаковский И.Л. Термодинамические свойства иона BF4" и гидроксофторидных комплексов бора в водном растворе в интервале температур 25-300°С // Геохимия. 1983. № 8. С. 11501159.

59. Добрецов Н.Л., Кидряшкин А.Г., Кидряшкин A.A. Глубинная геодинамика // Новосибирск: Изд-во СО РАН. филиал ГЕО. 2001. 409 с.

60. Долгов Ю.А. Термодинамические особенности генезиса камерных пегматитов // Материалы по генетической и экспериментальной минералогии. Под ред.

61. B.С.Соболева. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР. 1963. Т. 1. С. 113-165.

62. Долгов Ю.А., Шугурова H.A. Состав газов из индивидуальных включений различных минералов // Тезисы докладов на II Всесоюзн. совещ. по геотермобарометрии. Новосибирск. 1965. С. 69-70.

63. Дубин-Барковская Э.А. Геохимия и минералогия висмута // Автореф. дисс. д-ра геол.-мин. наук. М. 1975. 67 с.

64. Духовский А.П., Артамонова Н.П., Молоткова М.Н., Золотов С.Ю., Николаенко М.П. Объемное геологическое строение Шерловогорского района Восточного Забайкалья //Докл. АН СССР. 1979. Т. 247. № 6. С. 1444-1448.

65. Дюфур М.С. О возрасте Музкольского метаморфического комплекса Восточного Памира и взаимоотношении этого комплекса с окружающими породами // Вестник ЛГУ. Сер. геогр. и геол. 1974. № 12. С. 48-57.

66. Дюфур М.С., Попова В.А., Кривец Т.Н. Альпийский метаморфический комплекс восточной части Центрального Памира // Л.: Изд-во ЛГУ. 1970. 125 с.

67. Дюфур М.С., Порицкий М.С., Котов Н.В. Метасоматиты Кукуртского месторождения ювелирных скаполитов // Геология и геофизика. 1994. № 2. С. 91-95.

68. Еникеева Л.Н., Аккерманцев С.М., Скачкова Л.А. Турмалины из пегматитов месторождения Кулам (Афганистан) // Узбекский геол. жур. 1983. № 5. С. 69-73.

69. Еникеева Л.Н., Аккерманцев С.М. Цинксодержащий турмалин из месторождения кунцита Кулам (Афганистан) // Записки Узб. Отд-ие ВМО. вып.37. 1984. С. 9-11.

70. Еременко Г.К., Рябцев В.В., Бутуланди М., Гончарова Е.И. Новые данные о родиците из пегматитов Мадагаскара // Минерал. Сборник Львов. Ун-та. 1988. № 2.1. C. 68-71.

71. Еременко Г.К., Рябцев В.В., Нечелюстов Г.Н. Новая разновидность ферсмита -Та-ферсмит из гранитных пегматитов Мадагаскара // Минерал. Журнал. 1991. Т. 13. № 5. С. 96-98.

72. Ермаков Н. П. Геохимические системы включений в минералах // М.: Недра. 1972. 375 с.

73. Ермаков Н.П., Долгов Ю.А. Термобарогеохимия // М.: Недра. 1979. 271 с.

74. Жданов В.В. Редкоземельно-редкометалльные пегматиты Мадагаскара // Зап. ВМО. 1996. № 3. С. 1-8.

75. Загорский В.Е. Гранитно-пегматитовые системы с месторождениями редких металлов и самоцветов: геохимия, минералогия, петрогенезис // Автореф. дис д.г,-м.н. Иркутск. 2001. 48 с.

76. Загорский В.Е., Кузнецова Л.Г. Геохимия сподуменовых пегматитов и щелочно-редкометалльных метасоматитов // Новосибирск: Наука. 1990. 140 с.

77. Загорский В.Е., Макагон В.М., Шмакин Б.М. Систематика гранитных пегматитов // Геология и геофизика. 2003. Т. 44. № 5. С. 422-435.

78. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Пегматиты с самоцветами Центрального Забайкалья // Новосибирск: Наука. 1992а. 224 с.

79. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Типы и средний состав миароловых пегматитов Малханского хребта // Геология и геофизика. 19926. № 1. С. 87-98.

80. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Редкие земли в метаморфитах и метасоматитах Малханского и Ямаровского пегматитовых полей (Центральное Забайкалье) // Геология и геофизика. 1992в. № 6. С. 57-67.

81. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Поведение редкоземельных элементов в гранитах и миароловых пегматитах Малханского хребта и Борщовочного кряжа. // Геология и геофизика. 1994. № 2. С. 48-59.

82. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Месторождения турмалина России и Таджикистана // Геология и геофизика. 1996а. Т. 37. № 10. С. 36-50.

83. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Граниты Шатпутского комплекса и жильные образования Кукуртского самоцветного узла (Центральный Памир) // Геология и геофизика. 19966. Т. 37. № 7. С. 76-87.

84. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Малханская гранитно-пегматитовая система // Докл. АН. 2006. Т. 406. № 4. С. 132-135.

85. Загорский В.Е., Перетяжко И.С. Первые результаты 40Аг/39Аг датирования Малханской гранитно-пегматитовой системы: геодинамические следствия // Докл. АН. 2010. Т. 430. № 5. С. 172-175.

86. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Беляевский В.И. Поисково-оценочные критерии миароловых пегматитов Малханского хребта // Геохимические поиски самоцветов. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1990. С. 91-115.

87. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Беляевский В.И. Уринское поле хрусталеносных пегматитов в Восточном Прибайкалье // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири. Т. 3. Томск. 1998а. С. 65-66.

88. Загорский В.Е, Перетяжко И.С., Кушнарев В.Е. Турмалины Малхана // Иркутск: Изд-во. Оттиск. 2005. 32 с.

89. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Ширяева В.А., Богданова Л.А. Турмалины миароловых пегматитов Малханского хребта (Забайкалье) // Минерал, журн. 1989. Т. 11. №5. С. 44-55.

90. Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Сапожников А.Н. Богатые бором слюды и хлориты из миароловых пегматитов // Зап. ВМО. 19986. № 6. С. 55-68.

91. Загорский В.Е., Прокофьев В.Ю., Кузьмина Т.М.Расплавные включения в сподумене и кварце из редкометальных пегматитов //Докл. АН СССР. 1992. Т. 325. № 2. С. 354-356.

92. Загорский В.Е., Шмакин Б.М. Принципы классификации гранитных пегматитов // Современные проблемы теоретической и прикладной геохимии. Новосибирск. Наука. 1987. С. 57-63.

93. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород // М.: Наука. 1989. 344 с.

94. Захарченко А.И. Камерные пегматиты и их термодинамические и химические особенности формирования // Пегматиты (минералогия, генезис и промышленная оценка). Л.: 1972. С. 159-.169.

95. Захарченко А.И. О пегматитообразующих расплавах-растворах и основных путях и стадиях формирования гранитных пегматитов // Труды ВСЕГЕИ. Т. 249. 1975. С. 65-88.

96. Захарченко А.И., Труфанов В.Н. Хрусталеносные полости пегматитов Акжйляу Казахстан, их минералогия и особенности образования // Тр. ВСЕГЕИ. 1964. Т. 108. С. 86-112.

97. Иванов И.М. Гранитните пегматити в България // София. Изд-во на Българската Академия на Науките. 1991. 204 с. (на болгарском языке).

98. Иванов А.Н., Шмакин Б.М. Эволюция пегматитообразования в регионах с многоэтапным гранитоидным магматизмом // Новосибирск: Наука. Сиб. Отд-ние. 1983. 176 с.

99. Калинин A.C., Васильева Э.Н. Конвекция расплавов в вертикальных магматических камерах//Докл. АН СССР. 1973. Т. 210. № 6. С. 1435-1438.

100. Калюжный В.А. К изучению состава минералов-узников многофазовых включений //Мин. Сборник Львовского геологического о-ва. 1958а. № 12. С. 116-128.

101. Калюжный В.А. Усовершенствованная микротермокамера для анализа газово-жидких включений //Труды Всес. НИИ Пьезосырья. 19586. Т. 2. Вып. 2. С. 43-47.

102. Калюжный В.А., Ляхов Ю.В., Грынькив З.С., Ковалишин З.И., Возняк Д.К. О возрастных взаимоотношениях и составе газово-жидких включений в кварце пегматитов Волыни II Исследование минералообразующих растворов. М.: Недра. 1966. С. 112-120.

103. Калюжний В.А., Возняк Д.К., Пгашвкт Г.М., Калюжна K.M., Ковалишин 3.1., Лазаренко О.Э., Сорокш Ю.Г., Булгаков B.C. Мшералоутворююч1 флющи та парагенезиси мшералю заноришевых пегматгпв Украши // Khíb: Наукова думка. 1971. 150 с. (на украинском языке).

104. Каменцев И.Е., Сметанникова О.Г. Полевые шпаты // Рентгенография основных типов породообразующих минералов. Л.: Недра. 1983. С. 245-355.

105. Каменцев И.Е., Сорокин Н.Д. Оценка скоростей субсолидусного остывания щелочных полевых шпатов по результатам исследования структур распада // Геохимия. 1988. № 10. С. 1468-1478.

106. Кешан А.Д. Синтез боратов в водном растворе и их исследование // Изд-во АН Латвийской ССР. Рига. 1955. 178 с.

107. Киевленко Е.А., Сенкевич H.H., Гаврилов А.П. Геология месторождений драгоценных камней // М.: Недра. 1982. 279 с.

108. Кинг Ф. Докембрийская геология США // М.: Мир. 1972. 299 с.

109. Коваленко В.И., Коваленко Н.И. Онгониты // М.: Наука. 1976. 124 с.

110. Коваленко В.И., Царева Г.М., Наумов В.Б., Хервиг Р., Ньюман С. Магма пегматитов Волыни: состав и параметры кристаллизации по данным изучения включений минералообразующих сред // Петрология. 1996. Т. 4. № 3. С. 295-309.

111. Коваленко В.И., Царева Г.М., Кононкова H.H., Кюнэ М. Главные компоненты, элементы-примеси и вода в магме сподуменовых гранитов (данные изучения расплавных включений) //Докл. АН. 1998. Т. 362. С. 816-820.

112. Ковалишин З.И. Характеристика газовых компонентов некоторых пегматитов Волыни // Исследования природного и технического минералообразования М.: Наука. 1966. С. 49-53.

113. Когарко Л.Н., Кригман Л.Д. Фтор в силикатных расплавах и магмах // М.: Наука. 1981. 126 с.

114. Колотухина С.Е., Григорьева Л.А., Клаповская Л.И., Первухина А.Е., Потемкин К.В. Геология месторождений редких элементов Южной Америки // М.: Наука. 1968. 279 с.

115. Колотухина С.Е., Клаповская Л.И., Рожанец A.B. Геология и экономика месторождений редких элементов Австралии // М.: Наука. 1974. 248 с.

116. Кольтгоф И.М., Стенгер В.А. Объемный анализ // Госхимиздат. 1952. Т.Н. 443 с.

117. Коржинский Д.С. Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли // М.: Недра. 1972. Т. 1. С. 144-152.

118. Коржинский Д.С., Эпельбаум М.Б., Сорокина В.И. Зависимость кислотной агрессивности магматогенных флюидов от температуры // Изв. АН СССР, серия геол. 1983. №6. С. 3-9.

119. Коржинский Д.С., Зотов И.А., Перцев H.H. Трансмагматические флюиды, метамагматизм и рудообразование // Проблемы метамагматизма и метасоматоза. М.: Наука. 1987. С. 5-28.

120. Корнетова В.А., Александров В.Б., Казакова М.Е. О новой разновидности эшинита, богатой танталом, из гранитных пегматитов // Минералы СССР. М.: Наука. 1963. Вып. 14. С. 108-121.

121. Корнетова В.А., Александров В.Б., Казакова М.Е. Акцессорный эвксенит в пегматитовых жилах Золотой Горы//Тр. Мин. Музея. 1968а. Вып. 18. С. 197-202.

122. Корнетова В.А., Александров В.Б., Казакова М.Е. Акцессорный самарскит из пегматитов Адун-Чолона//Тр. Мин. Музея. 19686. Вып. 18. С. 191-196.

123. Корнетова В.А., Осолодкина Г.А. Аквамарин из хрусталеносных пегматитов и монацит, отложившийся в пустотах его выщелачивания //Тр. Мин. Музея. 1966. Вып. 17. С. 216-220.

124. Коротаев М.Ю., Кравчук К.Г. Гетерофазность гидротермальных растворов в условиях эндогенного минералообразования // Препринт. Черноголовка. 1985. 62 с.

125. Костицын Ю.А., Коваленко В.И., Ярмолюк B.B. Rb-Sr изохронное датирование штока онгонитов Ары-Булак (Восточное Забайкалье) // Докл. АН. 1995. Т. 343. № 3. С.381-384.

126. Косухин О.Н., Бакуменко И.Т., Чупин В.П. Магматический этап формирования гранитных пегматитов // Новосибирск: Наука. 1984. 136 с.

127. Котельникова З.А., Котельников А.Р. Синтетические NaF-содержэщие флюидные включения // Геохимия. 2002. № 6. С. 657-663.

128. Котельникова ЗА, Котельников А.Р. NaF-содержэщие флюидные включения в кварце, синтезированные при 450-500°С и Р=500-2000 бар // Геохимия. 2004. № 8. С. 908-912.

129. Котельникова З.А., Котельников А.Р. NaF-содержэщие флюиды: экспериментальное изучение при 500-800°С и Р=2000 бар методом синтетических флюидных включений в кварце // Геохимия. 2008. № 1. С. 54-68.

130. Кравчук К.Г., Валяшко М.В. Равновесная диаграмма системы Na20-Si02-H20 // В сборнике: «Методы экспериментального исследования гидротермальных равновесий» под ред. A.A. Годовикова // Новосибирск: Наука. 1979. С. 105-117.

131. Куршакова Л.Д. Физико-химические условия образования скарново-боросиликатных месторождений // М.: Наука. 1976. 274 с.

132. Лазаренко Е.К., Павлишин В.И., Латыш В.Т., Сорокин Ю.Г. Минералогия и генезис камерных пегматитов Волыни // Изд.-во «Вища школа». 1973. Львов. 358 с.

133. Лапидес И.Л., Коваленко В.И., Коваль П.В. Слюды редкометальных гранитоидов // Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ие. 1977. 103 с.

134. Леммлейн Г.Г., Клевцов П.В. Соотношения основных термодинамических параметров для части системы H20-NaCI // Геохимия. 1961. № 2. С. 133-142.

135. Леммлейн Г.Г., Клия М.О., Островский И.А. Об условиях образования минералов в пегматитах по данным изучения первичных включений в топазе // Докл. АН СССР. 1962. Т. 142. № 1. С.81-83.

136. Летников Ф.А. Синергетика геологических систем // Новосибирск: Наука. 1992. 230 с.

137. Летников Ф.А., Гантимурова Т.П. К проблеме информативности флюидных компонентов, заключенных в горных породах и минералах // Петрология флюидно-силикатных систем // Новосибирск: Наука. 1987. С. 4-22.

138. Лисицын А.Е. Месторождения пьезокварца Америки и Австралии // Труды ВНИИП. 1957. Т. 1. Вып. 1. С. 177-196.

139. Лисицын С.А., Цыганов Е.М. Хрусталеносные пегматиты Приуланбаторского района Восточной Монголии // Материалы по геологии Монгольской Народной Республики//М.: Гостонтехиздат. 1963. С. 171-191.

140. Лобанова В.В., Аврова Н.П. Новый минерал метаборит природная метаборная кислота // Зап. ВМО. 1964. № 3. С. 329-334.

141. Лукашев А.Н. Некоторые вопросы генезиса хрусталеносных пегматитов северозападной Калбы //Тр. ВНИИ пьезооптического минерального сырья. 1960. Т. 4. Вып. 2. С. 63-69.

142. Макагон В.М., Шмакин Б.М. Геохимия главных формаций гранитных пегматитов // Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1988.' 210 с.

143. Малинин С.Д., Куровская H.A. Исследование растворимости С02 в растворах при повышенных температурах и давлениях// Геохимия. 1975. №4. С. 547-550.

144. Малкова K.M., Лхамсурэн Ж. К формированию кристаллов кварца из параллельных сростков // Зап. ВМО. 1963. № 6. С. 633-644.

145. Маликова И.Н., Машков Ю.И., Зеркалова М.Т., Сухаренко A.B. Редкие элементы в породах контактового ореола Адун-Челонского гранитного массива // Золото иредкие элементы в геохимических процессах // Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1976. С. 234-243.

146. Мамчур Г.П., Возняк Д.К., Ковалишин З.И. Изотопный состав углерода углекислоты из разновозрастных включений в кварце пегматитов Волыни // Тез. док. на II симпозиуме по применению стабильных изотопов. М.: 1968. С. 35-37.

147. Мамчур Г.М., Матвиенко А.Д., Ярыныч O.A. Об условиях образования кварца по изотопному составу углерода С02 включений //Типоморфизм кварца Украины. Киев: Наукова думка. 1974. С. 45-48.

148. Маракушев А.А, Граменицкий E.H., Безмен Н.И. и др. Процессы рудной концентрации в магматических системах. В кн.: Экспериментальные проблемы геологии//М.: Наука. 1994. С. 182-245.

149. Маракушев A.A., Яковлева Е.Б. Природа расслаивания стекловатой основной массы кислых эффузивов //Докл. АН. 1992. Т. 324. № 4. С. 852-855.

150. Марьина Е.А., Балицкий B.C., Балицкая Л.В., Урусов B.C., Россман Дж.Р. Растворимость и рост кристаллов кварца в водно-боратных растворах // Докл. АН. 1999. Т. 369. № 3. С. 375-377.

151. Маслова И.Н. Ультрамикрохимическое исследование состава жидкой и газообразной фаз двухфазовых включений в кварце Волыни // Геохимия. 1961. № 2. С. 169-173.

152. Мельников B.C., Павлишин В.И., Пшенцова Н.П., Усенко О.В. Структурные особенности и симметрия щелочных полевых шпатов из камерных пегматитов Волыни // Минер. Журнал. 1991. Т. 13. № 4. С. 12-25.

153. Металлогенический анализ в областях активизации (на примере Забайкалья) // М.: Наука. 1977. 176 с. .

154. Миароловые пегматиты (Гранитные пегматиты. Т. 3) Загорский В.Е., Перетяжко И.С., Шмакин Б.М. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1999. 385 с.

155. Милькевич Р.И. Последовательность процессов регионального метаморфизма субхрустальных образований западной части Борщовочного хребта // Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья. 1969. Вып. 6. Ч. 1. Чита. С. 135-141.

156. Милькевич Р.И., Котов Н.В. Геология полиметаморфизм и палеотермометрия комплексов метаморфических пород Ундино-Шилкинского междуречья (Восточное Забайкалье) // Вопросы магматизма и метаморфизма. T. IV. Изд-во ЛГУ. 1972. С. 4657.

157. Минералы (справочник). Том III. Вып. 2 // М.: Наука. 1981. 613 с.

158. Минералы бора (справочник). Авторы. Малинко C.B., Халиурина И.И., Озол A.A., Бочаров В.М. // М.: Недра. 1991. 230 с.

159. Моторина И.В., Бакуменко И.Т. О генезисе турмалинов в пегматитах Борщовочного кряжа В кн. Минералогическая термометрия и барометрия // М.: Наука. 1968. T. II. С. 196-201.

160. Нагибина М.С. Тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса // М.: Изд-во АН СССР. 1963. 464 с.

161. Нарсеев В.А. О возможной связи тантала, ниобия, сурьмы, висмута и фосфора в пегматитовом процессе. В кн. Особенности распределения редких элементов в пегматитах//М.: Наука. 1969. С. 180-184.

162. Наумов В.Б. Определение концентрации и давления летучих компонентов в магматических расплавах по включениям в минералах // Геохимия. 1979. № 7. С. 997-1006.

163. Наумов В.Б. Возможности определения давления и плотности минералообразующих сред по включениям в минералах. В кн. Использование методов термобарогеохимии при поисках и изучении рудных месторождений. Под ред. Н.П. Лаверова // М.: Недра. 1982. С. 85-94.

164. Наумов В.В., Наумов Г.Б. Минералообразующие флюиды и физико-химические закономерности их эволюции // Геохимия. 1980. № 10. С. 1450-1460.

165. Наумов В.В., Соловова И.П., Коваленко В.И., Гужова A.B. Кристаллизация топаза, альбита, калиевого полевого шпата, слюды и колумбита из онгонитового расплава // Геохимия. 1990. № 8. С. 1200-1205.

166. Наумов В.В., Коваленко В.И., Иваницкий О.М. Концентрации летучих компонентов (НгО, CI, S, СОг) в магматических расплавах по данным изучения включений в минералах//Докл РАН. 1996. Т. 347. № 3. С. 391-393.

167. Некрасов И.Я., Григорьев А.П., Григорьева Т.А.,Боровин A.A., Диман E.H., Новгородов П.Г., Сукнев B.C., Никишова Л.В. Изучение высокотемпературных боратов // М.: Наука. 1970. 288 с.

168. Немодрук A.A., Каралова З.А. Аналитическая химия бора // М.: Наука. 1964. 284 с.

169. Номенклатура слюд: заключительный доклад подкомитета по слюдам Комиссии по Новым Минералам и Названиям Минералов Международной Минералогической Ассоциации (КНМНМ ММА) //Зап. ВМО. 1998. № 5. С. 55-65.

170. Павлишин В.И., Вовк П.К. Редкие щелочные элементы в минералах камерных пегматитов // Минерал, сборник. Львов. 1971. № 25. Вып. 1. С.27-37.

171. Пашков Б.Р., Дмитриев Э.А. Музкольский кристаллический массив (Центральный Памир) // Бюлл. МОИП. отд. геол. 1981. Т. 56. Вып. 3. С. 18-33.

172. Перепелкин К.Е., Матвеев B.C. Газовые эмульсии //Л.: Химия. 1979. 197 с.

173. Перетяжко И.С. Некоторые вопросы кристаллохимии турмалина // Минер. Журнал. 1989. Т. 11.№2. С. 18-29.

174. Перетяжко И.С. Включения магматических флюидов: P-V-T-X свойства, водно-солевых растворов разных типов, петрологические следствия // Петрология. 2009. Т. 17. №2. С. 197-221.

175. Перетяжко И.С. Условия образования минерализованных полостей (миарол) в гранитных пегматитах и гранитах // Петрология. 2010. Т. 18. № 2. С. 195-222.

176. Перетяжко И.С., Загорский В.Е. Влияние Н3ВО3 на флюидное давление в миаролах гранитных пегматитов: расчет изохор и плотности борнокислых растворов //Докл. АН. 2002. Т. 383. № 6. С. 812-817.

177. Перетяжко И.С., Савина Е.А. Флюидно-магматические процессы при образовании пород массива онгонитов Ары-Булак (Восточное Забайкалье) // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. № 4. С. 450-472.

178. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Бобров Ю.Д. Первая находка богатых висмутом и свинцом турмалинов//Докл. АН СССР.1989. Т. 307. №6. С. 1461-1465.

179. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Прокофьев В.Ю., Гантимурова Т.П. Миароловые пегматиты Кукуртского самоцветного узла: эволюция условий минералообразования жилы Амазонитовая // Геохимия. 1999. № 2. Т. 37. С.133-152.

180. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Сапожников А.Н., Бобров Ю.Д., Ракчеев А.Д. Висмутоколумбит Bi(Nb,Ta)04 новый минерал из миароловых пегматитов // Зап. ВМО. 1992. №3. С. 130-133.

181. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Труфанова Л.Г. Щелочно-дефектный дегидратационный изоморфизм в богатых алюминием дравитах // Докл. АН СССР. 1988. Т. 298. № 1. С. 194-198.

182. Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Царева Е.А., Сапожников А.Н. Несмесимость фторидно-калыдиевого и алюмосиликатного расплавов в онгонитах массива Ары-Булак (Восточное Забайкалье) //ДАН. 2007а. Т. 413. № 2. С. 244-250.

183. Перетяжко И.С., Смирнов С.З., Котельников А.Р., Котельникова З.А. Экспериментальное изучение системы H3B03-NaF-Si02-H20 при 350-800°С и 1-2 кбар методом синтетических флюидных включений // Геология и геофизика. 2010. Т.51. №4. С. 450-472.

184. Перетяжко И.С., Царева Е.А., Загорский В.Е. Первая находка аномально цезиевых алюмосиликатных расплавов в онгонитах (по данным изучения расплавных включений) // Докл. АН. 20076. Т. 413. № 6. С. 791-797.

185. Перетяжко И.С., Шмакин Б.М., Загорский В.Е., Бобров Ю.Д. Богатые алюминием дравиты из пегматитов Непала и Центрального Забайкалья //Докл. АН СССР. 1986. Т. 289. № 2. С. 475-479.

186. Персиков Э.С. Вязкость магматических расплавов // М.: Наука. 1984. 160 с.

187. Перчук Л.Л. Флюиды в магматических процессах// М.: Наука. 1982. С. 269-279.

188. Полыковский B.C. Об условиях образования хрусталеносных пегматитов в Западном Тянь-Шане (на примере Мандайтала) // Минералогия и генезис пегматитов. (Междунар. геол.конгресс. XXII сессия. Докл. сов. геологов. Проблема 6) И М.: Недра. 1965. С. 195-206.

189. Полыковский B.C., Ройзенман Ф.М. О термодинамическом режиме процесса образования кристаллов кварца в пегматитах Майдантала. // Узб. геол. журн. 1965. № 3. С. 66-71.

190. Поля редкометальных гранитных пегматитов: геохимическая специализация и закономерности размещения // Под ред. Овчинникова Л.Н. и Кузьменко М.В. М.: Наука. 1976. 332 с.

191. Пономарева А.П. Новые данные по магматизму Калбы // Новосибирск: Препринт ОИГГМ. № 4. 1993. 36 с.

192. Пономарева Н.И., Кривовичев В.Г., Буторин В.В. Физико-химические условия образования турмалина (шерла) в редкометальных гранитных пегматитах и вмещающих их горных породах // Вестник С.-П. Ун-та. 1997а. Сер. 7. Вып. 2. С. 18-26.

193. Пономарева Н.И., Кривовичев В.Г., Соколов П.Б., Жукова И.А., Буторин В.В. Физико-химические условия образования турмалина в редкометальных пегматитах // Вестник С.-П. Ун-та. 19976. Сер. 7. Вып. 4. С. 88-95.

194. Попова В.И., Попов В.А., Поляков В.О., Щербакова Е.П. Пегматиты Ильменских гор // Свердловск: Изд-во Уральского научного центра. 1982. 48 с.

195. Предовский A.A. Геохимическая реконструкция первичного состава метаморфизованных вулканогенно-осадочных образований докембрия // Апатиты: Кольский филиал АН СССР. 1970. 115 с.

196. Прокофьев В.Ю., Перетяжко И.С., Загорский В.Е. Включения высокотемпературных хлоридных рассолов в скаполите Кукуртского самоцветного узла (Центральнйы Памир) //Докл. АН. 2000. Т. 370. № 5. С. 665-667.

197. Прокофьев В.Ю. Геохимические особенности рудообразующих растворов полиметаллических месторождений Зыряновского района (Рудный Алтай). Дисс. канд. г.-м. наук// М.: ГЕОХИ АН СССР. 1988. 203 с.

198. Прокофьев В.Ю., Акинфиев H.H., Грознова Е.О. О концентрациях бора и его формах нахождения в гидротермальных рудообразующих флюидах // Геология Рудных Месторождений. 2002. Т. 44. № 5. С. 386-397.

199. Пуртов В.К., Анфилогов И.Н., Волков А.Ю. Образование гранитного расплава из флюида по экспериментальным данным // Уральский минералогический сборник. 1997. №7. С. 212-220.

200. Равич М.И. Водно-солевые системы при повышенных температурах и давлениях // М.: Наука. 1974. 150 с.

201. Равич М.И., Боровая Ф.Е. Фазовые равновесия в системе сульфат калия вода при повышенных температурах и давлениях // Журнал неорганической химии. 1968. Т. 13. № 5. С. 1418-1425.

202. Равич М.И., Валяшко В.М. Растворимость фторида натрия при повышенных температурах//Журнал неорганической химии. 1965. Т. 10. № 1. С. 204-208.

203. Редкометалльные пегматиты (Гранитные пегматиты. Т. 2). Загорский В.Е., Макагон В.М., Шмакин Б.М., Макрыгина В.А., Кузнецова Л.Г. // Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1997. 285 с.

204. Редкоэлементные месторождения и минералы Алтая, Китай // Урумчи: Изд-во Синьцзянской корпорации цветных металлов. 1989. 210 с. (на китайском языке).

205. Редькин А.Ф., Стояновская Ф.М., Котова Н.П. Исследование растворимости NaF в хлоридных растворах при 400-500°С и давлении 200-1000 бар // Докл. АН. 2005. Т. 401. № 5. С. 679-682.

206. Рейф Ф.Г. Рудообразующий потенциал гранитов и условия его реализации // Москва. Наука. 1990. 181 с.

207. Рейф Ф.Г., Бажеев Е.Д. Магматический процесс и вольфрамовое оруденение // Новосибирск: Наука. 1992. 155 с.

208. Рёддер Э. Флюидные включения в минералах // М.: Мир. 1987. Т. 1. 560 с.

209. Россовский Л.Н. Пегматиты в магнезиальных мраморах из района месторождения благородной шпинели Куги-Ляль на юго-западном Памире // Минералы СССР. 1963. Вып. 14. С. 166-181.

210. Россовский Л.Н. Редкометалльные пегматиты с драгоценными камнями и условия их образования//Зап. ВМО. 1980а. С. 301-311.

211. Россовский Л.Н. Месторождения драгоценных камней Афганистана // Геология рудных месторождений. 19806. № 3. С. 74-88.

212. Россовский Л.Н. Возраст редкометалльных пегматитов и пегматитоносных гранитов Апьпийско-Гималайского складчатого пояса // Изв. АН СССР. 1987. сер. геол. № 8. С. 27-34.

213. Россовский Л.Н., Коноваленко С.И. Драгоценные камни в пегматитах Гиндукуша, Южного Памира и Западных Гималаев // Самоцветы (Gem Minerals). Материалы XI съезда ММА (Новосибирск. 1978). Л.: Наука. 1980. С. 52-62.

214. Россовский Л.Н., Кузьмина Т.М., Ширяева В.А., Шмакин Б.М. Химические особенности и температурные условия образования бериллов из пегматитов Афганистана // Минерал. Журнал. 1987. Т. 9. № 5. С. 81-86.

215. Россовский Л.Н., Макагон В.М., Кузьмина Т.М. Особенности формирования месторождения кунцита в Афганистане // Геология и геофизика. 1978. № 11. С. 102108.

216. Россовский Л.H., Морозов С.А., Скригитиль A.M. Особенности формирования миароловых пегматитов Восточного Памира // Изв. АН СССР. сер. геол. 1991. № 5. С. 92-103.

217. Руденко С.А. Морфолого-генетическая классификация пертитовых срастаний // Зап. ВМО. 1954. № 1. С. 23-36.

218. Румянцев В.Н. Строение кристаллообразующей среды и гидротермальный рост кварца в водных растворах NaOH // IV Международная конференция «Кристаллы: рост, свойства, реальная структура и применение». 1999а. Т. 1. С. 16-38.

219. Румянцев В.Н. Расслоение в щелочных силикатных растворах при высоком давлении и температурах (проблема образования кварц-образующих гидротермальных систем)//Зап. ВМО. 19996. № 1. С. 125-130.

220. Русинов В.Л. Петрология вулканического комплекса Лашкерекской кальдеры (Узбекистан) и проблемы гетерогенизации кислых лав // Петрология. 2001. Т. 9. № 1. С. 70-88.

221. Рысс И.Г. Химия фтора и его неорганических соединений // М.: Госхимиздат. 1956. 718 с.

222. Рысс И.Г., Слуцкая М.М., Витухновская B.C. Равновесие в системе фтористый натрий борная кислота - вода при 25°С //Журнал Прикладной Химии. 1952. Т. 25. №2. С. 148-153.

223. Самойлович Л.А. Зависимость между давлением, температурой и плотностью водно-солевых растворов (справочное пособие) // Москва: ВНИИСИМС. 1969. 47 с.

224. Самсонов Г.В., Марковский Л.Я., Жигач А.Ф., Валяшко М.Г. Бор его соединения и сплавы // Киев: Изд-во АН Украинской ССР. 1960. 590 с.

225. Свириденко А.П. Некоторые новые данные о строении юго-западной части Борщовочного гранитного массива // Материалы совещания по расчленению гранитоидов Забайкалья (тезисы докл.). Улан-Удэ. 1960. С. 90-92.

226. Семенов Ю.В., Малинко C.B., Киселева И.А., Ходаковский И.Л. Термодинамический анализ условий образования эндогенных боросиликатов и боратов кальция // Геохимия. 1987. № 8. С. 1182-1190.

227. Сендеров Э.Э. Процессы упорядочения каркасных алюмосиликатов. М.: Наука. 1990. 207 с.

228. Сеткова Т.В., Шаповалов Ю.Б., Маракушев A.A., Балицкий B.C. Эксперименталное изучение устойчивости и особенностей кристаллизации турмалина в гидротермальных растворах //Докл. АН. 2009. Т. 425. № 6. С. 800-804.

229. Симакин А.Г., Армиенти П., Салова Т.П. Сопряженные дегазация и кристаллизация: экспериментальное изучение при плавном снижении давления // Геохимия. 2000. № 6. С. 579-591.

230. Симонов В.А. Петрогенезис офиолитов. Под ред. Ю.А.Долгова // Новосибирск: 1993. 247 с.

231. Скригитиль A.M. Драгоценные камни Восточного Памира // Тез. докл. I Геммологического совещания. 1985. Черноголовка. С.15-16.

232. Скригитиль A.M. Драгоценные камни в пегматитах Восточного Памира // Мир камня. 1996. № 11. С.16-25.

233. Сливко М.М. Исследование турмалинов некоторых месторождений СССР // Изд-во Львовского Ун-та. 1955. 126 с.

234. Сливко М.М. О включениях растворов в кристаллах турмалина // Тр. ВНИИП. 1958. Т.Н. Вып. 2. С. 64-68.

235. Сливко М.М. О марганцевых турмалинах // Минерал, сборник Львовского геол. о-ва. 1959. № 13. С. 139-148.

236. Слюдоносные пегматиты (Гранитные пегматиты Т.1) Макрыгина В.А., Макагон В.М., Загорский В.Е., Шмакин Б.М. // Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1990. 233 с.

237. Смирнов С.З., Перетяжко И.С., Прокофьев В.Ю., Загорский В.Е., Шебанин А.П. Первая находка сассолина (Н3ВО3) во флюидных включениях в минералах // Геология и Геофизика. 2000. Т. 41. № 2. С. 194-206.

238. Смирнов С.З., Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Михайлов М.Ю. Включения необычных позднемагматических расплавов в кварце пегматитовой жилы Октябрьская (Малханское поле, Центральное Забайкалье) // Докл. АН. 2003. Т. 392. № 2. С. 239-243.

239. Солодов H.A. Распределение щелочных элементов и Be в минералах одного из зональных пегматитов Монгольского Алтая // Геохимия. 1960. № 8. С. 726-735.

240. Солодов H.A. Кларки щелочных и редких элементов в гранитных пегматитах // Особенности распределения редких элементов в пегматитах. М.: Наука 1969. С. 185194.

241. Справочник по растворимости солевых систем. Под ред. Вязова В.В., Пельша А.Д. //Л.: Госхимиздат. 1961. 1668с.

242. Справочник химика. Т.З // М.: Химия. 1964. 1005 с.

243. Справочник экспериментальных данных по растворимости многокомпонентных водно солевых систем. Т. 2. Кн. 1 и 2 // М.: Химия. 1975. 1063 с.

244. Ставров О.Д., Быкова Т.А. Особенности распределения ряда редких и летучих элементов в породах и пегматитах Коростенского плутона // Геохимия. 1961. № 4. С. 328-331.

245. Станек Й. Два типа бериллиевых пегматитов с драгоценными камнями в Северной Моравии (Чехословакия) // Самоцветы (Gem Minerals): (Материалы XI съезда ММА. Новосибирск. 1978). Л.: Наука. 1980. С. 70-74

246. Сущинский П. П. Очерк месторождений цветных камней Юго-Восточного Забайкалья //Тр. Ин-та прикладн. минер, и петрограф. 1925. Вып. 6. 92 с.

247. Таланцев A.C. Камерные пегматиты Урала // М.: Наука. 1988. 143 с.

248. Татаринов А:В. Типы миароловых пегматитов Борщовочного кряжа // Зап. ВМО. 1974. № 1. С. 52-61.

249. Татаринов A.B. Минералогия, геохимия и генетические особенности миароловых пегматитов Борщовочного кряжа // Материалы дис. к.г.-м.н. Иркутск. 1975. 289 с.

250. Татаринов A.B., Шмакин Б.М. Средний состав, особенности распределения элементов-примесей и геохимическая специализация миароловых пегматитов (Восточная Сибирь) // Геохимия. 1976. № 2. С. 272-281.

251. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов // М.: Наука. 1977. 280 с.

252. Толстихин И.Н., Прасолов Э.М., Яковлева С.С. Происхождение изотопов гелия и аргона в минералах пегматитов Волыни // Зап. ВМО. 1974. № .1. С. 3-14.

253. Томсон И.Н., Иванов И.Б., Константинов P.M., Лобанова Г.М., Полякова О.П. Об абсолютном возрасте мезозойских магматических комплексов и рудных формаций Восточного Забайкалья // Изв. АН СССР. 1963. сер. геол. № 12. С. 31-40.

254. Трошин Ю.П., Гребенщикова В.И., Бойко С.М. Геохимия и петрология редкометлльных плюмазитовых гранитов // Новосибирск: Наука. 1983. 181 с.

255. Труфанов В.Н. Некоторые физико-химические особенности формирования хрусталеносных полостей в пегматитах Центрального Казахстана (по данным изучения газово-жидких включений) //Тр. ВНИИСМС. М.: 1966. Т. 9. С. 75-86.

256. Труфанов В.Н. Минералогия и термодинамика хрусталеносных полостей гранитных пегматитов // Изд-во Ростовского Ун-та. 1969. 168

257. Урусова М.А. Объемные свойства водных растворов хлорида натрия при повышенных температурах и давлениях // Журнал неорганической химии. 1975. Т. 20. № 11. С. 3103-3110.

258. Урусова М.А., Валяшко В.М. Фазовые равновесия в гидротермальных системах, содержащих бораты натрия и калия // Журнал неорганической химии. 1993. Т. 38. № 4. С. 714-716.

259. Фекличев В.Г. Берилл. Морфология, состав и структура кристаллов // М.: Наука. 1964. 119 с.

260. Ферсман А.Е. Избранные труды // М.: Изд. АН СССР. 1960. Т. 6. 742 с.

261. Ферсман А.Е. Избранные труды // М.: Изд. АН СССР. 1962. Т. 7. 592с.

262. Хайбуллин И.Х., Борисов Н.М. Экспериментальное исследование термических свойств водных и паровых растворов хлоридов натрия и калия при фазовом равновесии //Теплофизика высоких температур. 1966. Т. 4. № 4. С. 518-524.

263. Царева Г.М., Наумов В.Б., Бабанский А.Д., Возняк Д.К., Коваленко В.И., Цепин А.И. Состав пегматитового расплава по данным изучения включений в топазах Волыни //Докл. АН СССР. 1992. Т. 322. № 3. С. 579-583.

264. Чацкие И.Д. Петрология гранитоидов Пришилкинской зоны (Восточное Забайкалье) //Автореф. кандид. дисс. 1965. 16 с.

265. Чистякова М.Б. Берилл и баццит из хрусталеносных полостей гранитных пегматитов Казахстана//Тр. Мин. Музея. 1968. Вып. 18. С. 140-153.

266. Чупин В.П., Смирнов С.З., Бакуменко И.Т., Титов A.B., Кузьмин Д.В., Бабанский А.Д. Эволюция фтора при кристаллизации редкометальных гранитоидных расплавов //Термобарогеохимия минералообразующих процессов. Вып. 3. Новосибирск: Наука. 1994. С. 38-50.

267. Чухров Ф.В. Коллоиды в Земной коре // М.: АН СССР. 1955. 672 с.

268. Шанин Л.Л., Волков В.Н., Аракелянц М.М., Баирова Э.Д., Гольцман Ю.В., Лицарев М.А. Некоторые закономерности омоложения радиологического возраста горных пород на Юго-Западном Памире // Изд-во. АН СССР. 1975. сер. геол. № 4. С. 1-16.

269. Шарапов В.Н., Аверкин Ю.А. Динамика тепло- и массообмена в ортомагматических флюидных системах // Тр. Института геологии и геофизики. Новосибирск: 1990. Вып. 721. 200 с.

270. Шарапов В.Н., Черепанов А.Н. Динамика дифференциации магм. Новосибирск: Наука. 1986. 200 с.

271. Шацкий B.C., Лебедев A.C., Павлюченко B.C., Ковалева Л.Т, .Козьменко O.A., Юдин А.Н., Белов Н.В. Исследование условий вхождения щелочных катионов в структуру берилла // Геохимия. 1981. № 3. С. 351-360.

272. Шишова С.Ф. Металлогенические эрохи докембрия в Австралии // Изв. Выс. Учебных Заведений. Геология и Разведка. 1978. № 2. С. 102-117.

273. Шмакин Б.М. О хрусталеносных зонах в пегматитах Мамско-Витимской слюдоносной провинции // Условия образования пьезооптических минералов в пегматитах. Труды ВНИИСМС. Т. 11. М.: Недра. 1969 .С. 102-104.

274. Шмакин Б.М. Мусковитовые и редкометалльно-мусковитовые пегматиты // Новосибирск: Наука. 1976. 367 с.

275. Шмакин Б.М. Пегматитовые месторождения зарубежных стран // М.: Недра. 1987. 221 с.

276. Шмакин Б.М., Загорский В.Е., Макагон В.М. Классификация гранитных пегматитов // IV Объединенный симпозиум по поисковой геохимии, посвященный памяти академика Л.В. Таусона. Иркутск . 1994. Т. 1. С. 69-70.

277. Шмакин Б.М., Топунова Г.А. Гранитные пегматиты США// М.: Наука. 1981. 114 с.

278. Элинсон М.М., Полыковский B.C. К вопросу о газовом составе пневматолито-гидротермальных растворов // Геохимия. 1963. № 8. С. 767-776.

279. Эпельбаум М.Б. Силикатные расплавы с летучими компонентами // М:. Наука. 1980. 255 с.

280. Юсупов С.И. Роль кварцевого ядра в процессе хрусталеобразования в камерном пегматите // Синтез и экспериментальные исследования. Геология месторождений пьезооптического сырья. Труды ВНИИСМС. 1970. Т. 13. С. 82-87.

281. Юсупов С.Ш. Хрусталеносность пегматитов Казахстана и Сибири //Автореферат дисс. к.г-м.н. Новосибирск. 1974. 30 с.

282. Юсупов С.Ш. Отрицательные аномалии фтора в гранитах вокруг камерных пегматитов// Геология и геофизика. 1972. №2. С. 59-68.

283. Юшков С.А., Шварцев С.Л., Букаты М.Б. Формы миграции бора в минеральных бороносных водах СССР // Боросодержащие минеральные воды СССР. М.: 1988. С. 96-115.

284. Якубова В.В. Опыт изучения включений в минералах пегматитов Мурзинки (Урал) //Труды мин. музея АН СССР. 1952. Вып. 4. С. 102-121.

285. Якубова В.В. Опыт изучения включений в минералах пегматитов Мурзинки (Урал) //Труды мин. музея АН СССР. 1955. Вып. 7. С. 132-150.

286. Albertini С. Famous mineral localities: Baveno, Italy// Mineral. Record. 1983. V. 14. № 3. P. 157-168.

287. Anderko A., Pitzer K. Equation-of-state representation of phase equilibria and volumetric properties of the system NaCI-H20 above 573 К // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1993. V. 57. P. 1657-1680.

288. Aurisicchio C., Ottolini L., Pezzotta F. Electron and ion microprobe analyses and genetic inferences of tourmalines of foitite - schorl solid solution. Elba Island (Italy) // Eur. J. Miner. 1999. № 11. P. 217-225.

289. Bachmann O., Bergantz G. On the origin of crystal-poor rhyolites extracted from batholithic crystal mushes // J. Petrol. 2004. V. 45. P. 1565-1582.

290. Badanina E.V., Veksler I.V., Thomas R., Syritso L.F., Trumbull R.B. Magmatic evolution of Li-F, rare-metal granites: a case study of melt inclusions in the Khangilay complex, Eastern Transbaikalia, Russia //Chem. Geol. 2004. V. 210. P. 113-133.

291. Baker D.R. Granitic melt viscosities: Empirical and configurational entropy models for their calculation //Amer. Mineral. 1996. V. 81. P. 126-134.

292. Baker D.R., Vaillancourt J. The low viscosities of F and H20 bearing granitic melts and implications for melt extraction and transport // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. V. 132. P. 199-211.

293. Baker D.R., Lang P., Robert G., Bergevin J-F., Allard E., Bai L. Bubble growth in slightly supersaturated albite melt at constant pressure // Geochim. Cosmochim. Acta. 2006. V. 70. P. 1821-1838.

294. Bakker R.J., Thiry R. Application of clatrates to fluid inclusion studies // Fluid inclusions in minerals: methods and applications. Eds. Benedetto De Vivo. Maria Luce Frezzotti. Pontignano: Siena. 1994. P. 191-208.

295. Balitsky V.S., Kurashige M., Balitskaya L.V., Iwasaki H. Study of quartz solubility and "heavy" phase formation under industrial synthetic quartz growth conditions // In. Kozumidi, Janogisawa, Qi Feng. Proc. of Joint ISHR&ICSTR. 2000. Japan. P. 318-321.

296. Bambauer H.U., Krause C., Kroll H. TEM-investigation of the sanidine/microcline transition across metamorphic zones: the K-feldspars varieties // Europ. J. Miner. 1989. V. 6. № 1. P. 47-58.

297. Bassett R.L. A critical evaluation of the thermodinamic data for boron ions, ion pairs, complexes, and polyanions in aqueous solution at 298.15 K and 1 bar // Geochim. Cosmochim. Acta. 1980. V. 44. P. 1151-1160.

298. Bettermann P., Liebau F. The transformation of amorphous silica to crystalline silica under hydrothermal conditions // Contrib. Mineral. Petrol. 1975. V. 53. P. 25-36.

299. Bischoff J.L. Densities of liquids and vapors in boiling NaCI-H20 solutions: a PVTX summary from 300° to 500°C // American Journal of Science. 1991. V. 291. P. 309-338.

300. Bischoff J.L., Pitzer K.S. Liquid-vapor relations for the system NaC!-H20: summary of the P-T-x surface from 300° to 500°C // American Journal of Science. 1989. V. 289. P. 217-248.

301. Bodnar R.J., Burnham C.W., Sterner S.M. Synthetic in natural quartz. III. Determination of phase equilibrium properties in the system H20-NaCI to 1000°C and 1500 bars // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1985. V. 49. P. 1861-1873.

302. Bodnar R.J., Vityk M.O. Interpretation of microthermometric data for H20-NaCI fluid inclusions: Fluid inclusions in minerals: methods and applications // Short course of the working group (IMA)"lnclusions in minerals". 1994. P. 117-130.

303. Bottinga Y., Weill D.F. Densities of liquid silicate systems calculated from partial molar volumes of oxide components //Amer. J. Sci. 1970. V. 269. P. 169-182.

304. Bourgue E., Richet P. The effects of dissolved C02 on the density and viscosity of silicate melts: a preliminary study // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V. 193. P. 57-68.

305. Bradshaw J.J. Gemstones of New Hampshire // Rocks and Minerals. 1990. V. 65. № 4. P. 300-305.

306. Brandéis G., Jaupart C. On the interaction between convection and crystallization in cooling magma chamber// Earth Plan. Sci. Lett. 1986. V. 77. P. 345-361.

307. Brandéis G., Marsh B.D. The convection liquidus in a solidifying magma chamber: a fluid dynamic investigation // Nature. 1989. V. 339. №. 6226. P. 613-616.

308. Brooks J.H., Shipway C.H. Mica Creek pegmatites, Mount Isa. N-W Queehsland // Quennsl. Gont. Mining J. 1960. V. 61. № 708. P. 511-522.

309. Brown G. Aquamarine from Mt.Surprise, Queensland, Australia // J. Gemmology. 1985. V. 19. № 8. P. 707-722.

310. Brown P.E. FLINCOR: a fluid inclusion data reduction and exploration program // Second Biennial Pan-American Conf. on Research on Fluid Inclusions. Prog. Abstr. 1989. P. 14.

311. Brown P.E., Lamb W.M. P-V-T properties of fluids in the system H20-C02-NaCI: new graphical presentations and implications for fluid inclusions studies // Geochim. Cosmochim. Acta. 1989. V. 53. P. 1209-1222.

312. Burnham C.W., Ohmoto H. Late-stage processes of felsic magmatism // Mining Geology. 1980. Special Issue. №. 8. P. 1-11.

313. Candela P.A., Blevin S.L. Do some miarolitic granites preserve evidence of magmatic volatile phase permeability// Econ. Geol. 1995. V. 90. P. 2310-2316.

314. Cassedanne J.P., Roditi M. The location, geology and mineralogy of gem tourmalines in Brazil //J. Gemmology. 1996. V. 25. № 4. P. 263-298.

315. Chen G.-N., Grapes R. Granite genesis: In situ melting and crystal evolution: Berlin. Heidelberg. // Dordrecht: Springer-Verlag. 2007. 278 p.

316. Clemens J.D. Phlogopite stability in the silica-saturated portion of the system KAI02-Mg0-Si02-H20: New data and a reappraisal of phase relations to 1.5 GPa // Amer. Miner. 1995. V. 80. P. 982-997.

317. Culberson C., Kester D.R., Pytrowicz R.M. High-pressure dissociation of carbonic and boric acids in seawater// Science. 1967. V. 157. № 3784. P. 51-53.

318. Dietrich R.V. The tourmaline group //Van Nostran. Reilnhold. New York. 1985. 300 p.

319. DiGiacomo G., Brandani P., Brandani V., Delke G. Solubility of boric acid in aqueous solutions of chloride salts // Desalination. 1993. V. 91. Iss. 1. P. 21-33.

320. Dingwell D.B., Knoche R., Webb S.L., Pichavant M. The effect of B203 on the viscosity of haplogranitic melts // Amer. Mineral. 1992. V. 77. P. 457-461.

321. Dingwell D.B., Pichavant M., Holtz F. Experimental studies of boron in granitic melts // Rev. Mineralogy. V. 33. 1996a. P. 331-385.

322. Dingwell D.B., Hess K.U., Knoche R. Granite and granitic pegmatite melts: volumes and viscosities //Trans. Royal Soc. Edinb.: Earth Sci. 1996b. V. 87. P. 65-72.

323. Dirac F.M., Ebert H. Isotopic ages from the pegmatites of Eastern Brazil // Nature. 1967. V. 215. P. 948-949.

324. Dirlman D.M., Misiorowski E.B., Tozer R., Stark K.B., Bassett A.M. Gem wealth of Tanzania // Gems and Gemology. 1992. V. 28. № 2. P.80-103.

325. Dolejs D., Baker D.R. Thermodynamic analysis of the system Na20-K20-Ca0-Al203-Si02-H20-F20.i: Stability of fluorine-bearing minerals in felsic igneous suites // Contrib. Mineral. Petrol. 2004. V. 146. P. 762-778.

326. Draper D.S. Spinel Iherzolite xenolite from Lorena Butte, Simcoe Mountains, southern Washington (USA) //J. Geology. 1992. V. 100. P. 766-775.

327. Dunn P.J., Appleman D.E., Nelen J.A. Liddicoatute, a new calcium member of the turmaline group//Amer. Miner. 1977. V. 62. P. 1121-1124.

328. El-Hinnawi E.E., Hofman R. Optische und chemische Untersuchugen an neun Turmalinen (Elbaiten) // N. Jb. Miner. Monatsh. 1966. V. 3. P. 80-89.

329. Edwards J.O., Morrison G.C., Ross V.F., Schultz J.W. The structure of the aqueous borate ion // Jour. Amer. Chem. Soc. 1955. V. 77. P. 266-268.

330. Eugster H.P., Wones D.R. Stability relations of the ferruginous biotite, annite // J. Petrol. 1962. V. 3. № 1. P. 85-125.

331. Felmy A.R., Weare J.H. The prediction of borate mineral equilibria in natural waters: Application to Searles Lake, California // Geochim. Cosmochim. Acta. 1986. V. 50. P. 2771-2783.

332. Foord E.E. Famous mineral localities: The Himalaya dike system, Mesa Grande district, San Diego county, California // Mineral. 1977. Record 6. P. 461-474.

333. Foord E.E., Martin R.F. Amazonite from the Pikes Peak batholith // Mineral. Record. 1979. V. 10. №6. P. 373-384.

334. Foord E.E., Mrose M.E. Rynersonite, Ca(Ta,Nb)206, a new mineral from San Diego Country, California //Amer. Miner. 1978. V.63. P. 709-714.

335. Foord E.E., London D., Kampf A.R. et al. Gem-bearing pegmatites of San Diego Country, California // Geological excursions in southern California and Mexico. Guidebook 1991 Annual Meeting Geological Soceity of America. California. 1991. P. 128-146.

336. Foord E.E., Starkey H.C., Taggart J.E. Jr. Mineralogy and paragenesis of «pocket» clays and associated minerals in complex granitic pegmatites, San Diego Country, California //Amer. Miner. 1986. V. 71. № 3-4. P. 428-439.

337. Foord, E.E., Spaulding, L.B.,Jr., Mason, R.A., Martin, R.B. Mineralogy and paragenesis of the Little Tree mine pegmatites, Ramona district, San Diego, California. // Mineral. Record. 1989. V. 20. P. 101-127.

338. Foord E.E., Cerny L.L., Jackson D.M., Sherman D.M., Eby R.K. Mineralogical and geochemical evolution of micas from miarolitic pegmatites of the anorogenic Pikes Peak batholith, Colorado // Mineralogy and Petrology. 1995. V. 55. P. 1-26.

339. Foord E.E., Soregaroli A.E., Gordon H.M. The Zapot amazonite-topaz-zinnwaldite pegmatite, Mineral Country, Nevada // Mineral. Record. 1999. V.30. № 4.P. 277-292.

340. Fournier R.O., The behaviour of silica in hydrothermal solutions. In Berger B.R., Bethke P.M., eds. Geology and geochemistry of epithermal systems // Review in Economic Geology. 1985. V. 2. P. 45-62.

341. Fritsch E., Shigley J.E., Rossman G.R. Gem-quality cuprian-elbaite tourmaline from Sao Jose da Batalha, Parabaiba, Brazil // Gems and Gemology. 1990. V. 26. № 3. P. 189205.

342. Frondel C., Collette R.Y. Synthesis of tourmaline by reaction of mineral grains with NaCI-H3B03 sulution and its implication in rock metamorphism //Amer. Mineral 1957. V. 42. № 11-12. P. 754-758.

343. Gardner J.E. Bubble coalescence in rhyolitic melts during decompression from high pressure // J. Volcan. Geotherm. Res. 2007a. V. 166. P. 161-176.

344. Gardner J.E. Heterogeneous bubble nucleation in highly viscous silicate melts during instantaneous decompression from high pressure // Chem. Geol. 2007b. V. 236. P. 1-12.

345. Gardner J.E., Denis M-H. Heterogeneous bubble nucleation on Fe-Ti crystals in high-silica rhyolitic melts // Geochim. Cosmochim. Acta. 2004. V. 68. P. 3587-3597.

346. Gardner J.E., Hilton M., Carrol M.R. Bubble growth in highly viscous silicate melts during continuous decompression from high pressure // Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. V. 64. P. 1473-1483.

347. Giordano D., Romano C., Dingwell D.B., Poe B., Behrens H. The combined effects of water and fluorine on the viscosity of silicic magmas // Geochim. Cosmochim. Acta. 2004. V. 68. P. 5159-5168.

348. Glass J.J. The minerals from near Amelia, Virginia // Amer. Miner. 1935. V. 20. № 11. P. 741-768.

349. Götze, J., Plötze, M & Trautmann, T. Structure and luminescence characteristics of quartz from pegmatites //Amer. Miner. 2005. V. 90. P. 13-21.

350. Goubeau J., Bues W. Bindekräfte im Bortrifluorid und Tetrafluoroborat-lon. Z. anorg. Allgem // Chem. 1952. V.268. P. 221-228.

351. Grubb P.L.C. Preliminary report on the St. Anns pegmatite // Institute of Mining Research. Univ. Of Rhodesia. 1976. Report. P. 115.

352. Granitic pegmatites in science and industry // Winnineg: Miner. Assoc. of Canada, Short Course Handbook. 1982. V. 8. 555 p.

353. Haapala I. Magmatic and posmagmatic processes in tin-mineralized granites: topaz-bearing leucogranite in the Eurajoki rapakivi granite stock, Finland // J. Petrology. 1997. V. 38. P. 1654-1659.

354. Haar L., Gallagher J.S., Kell G.S. NBS/NRC Steam Tables // Thermodynamic and transport properties and computer programs for vapor and liquid states of water in SI units. New York: Hemisphere Publ. Corp. McGraw Hill. 1984.

355. Harada K., Kanisawa S., Tomita K. Five manganoan zinnwaldites from Japanese pegmatites // Mineral J. (Japan). 1990. V. 15. P.73-80.

356. Hess K.U., Dingwell D.B. Viscosities of hydrous leucogranitic melts: a non-Arrhenian model//Amer. Mineral. 1996. V. 81. P. 1297-1300.

357. Holtz F., Behrens H., Dingwell D.B. The effects of F, B203 and P205 on the solubility of water in haplogranitic melts compared to silicate melts // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. V. 113. P. 492-501.

358. Holtz F., Johannes W., Tamic N., Behrens H. Maximum and minimum water contents of granitic melts generated in the crust: a evaluation and implications // Lithos. 2001. V. 56. P. 1-14.

359. Hurlbut C.S. Jr., Wenden H.E. Beryl at Mount Mica, Maine //Amer. Miner. 1951. V. 36. № 9-10. P. 751-759.

360. Jacobson M.I. Famous mineral localities: Mount Antero // Mineral. Record. 1979. V. 10. № 6. P. 339-346.

361. Jaeger J.C. Cooling and solidification of igneous rocks II Eds: H.H. Hess and A. Poldervaart. Basalts. The Poldervaart Treatise on Rocks of Basaltic Composition. New York: Wiley. 1968. P. 503-537.

362. Jackson B. Gem quality gahnite from Nigeria // Journal of Gemmology. 1982. V. 28. № 4. P. 265-276.

363. Jahns R.H., Burnham C.M. Experimental studies of pegmatite genesis. I. A model of the derivation and crystallization of granitic pegmatites // Econom. Geol. 1969. V. 64. P. 843-864.

364. Jahns R.H., Wright L.A. Gem- and lithium-bearing pegmatites of the Pala district, San Diego, California // California Division of Mines Special Report. 1951. V. 7A. 72 p.

365. Janda R., Heller G. Ramanspektroskopische Untersuchungen an festen und in Wasser gelösten Polyboraten // Zeitschrift für Naturforschung. 1979. V. 34b. P. 585-590.

366. Janeczek J. Chemistry, optics, and crystal growth of milarite from Strzegom, Poland // Miner. Mag. 1986. V. 50. P. 271-277.

367. Jarnot B. Connecticut: Gems and gem minerals // Rocks and minerals. 1995. V. 70. № 6. P. 378-382.

368. Johnston C., Black L.P. Rb-Sr systematics of the Coolgarra batholith, North Queensland //Australian J. Earth Sciences. 1986. V. 33. P. 309-324.

369. Jonson M., Wentzell C., Elen S. Multicolored bismuth-bearing tourmaline from Lundazi, Zambia // Gems and Gemology. 1997. V. 33. № 3. P. 204-211

370. Kanis J., Harding R.R. Gemstone in Central Nigeria // J. Gemmology. 1990. V. 22. № 4. P. 195-203.

371. Karpov, I.K., Chudnenko, K.V., Kulik, D.A. Modeling chemical mass-transfer in geochemical processes: Thermodynamic relations, conditions of equilibria and numerical algorithms //Amer. J. Sei. 1997. V. 297. P. 767-806.

372. Kazmi A.H., Peters J.J., Obodda H.P. Gem pegmatites of the Shinqus-Dusso ares Gilgit, Pakistan // Mineral. Record. 1985. V. 16. № 5. P. 393-411.

373. Kearns L.E. Alumino-fluorides from the Morefield pegmatite Amelia Country, Virginia // Mineral Record. V. 26. № 6. 1995. P. 551-556.

374. Keller P., Wang F. A survey of the gemstone resources of China // Gems and Gemology. 1986. V. 22. № 3. P. 3-13.

375. Kennedy G.C., Wasserburg G.J., Heard H.C., Wenton R.C. The upper three-phase region in the system Si02-H20 //American Journal of Science. 1962. V. 260. P. 501-521.

376. Knight C.L., Bodnar R.J. Synthetic fluid inclusions: Critical PVTX properties of NaCI-H20 solutions // Geochim. Cosmochim. Acta. 1989. V. 53 P. 3-8.

377. Knorring О. Mineralogical notes from Southern Africa // Ann. Rept. Res. Inst. Afr. Geol. And Dep. Earth Sci. Univ. Leeds. 1976 (1977). № 20. P. 53-55.

378. Konijnenijk W.L., Stevels J.M. The structures of borate glasses studied by Raman scattering // Journal of Non-Crystalline Solids. 1975. V. 18. P. 307-331.

379. Kracek F.C., Morey G.W., Merwin H.E. The Sistem Water-Boron Ocide //Amer. J. Sci. 1938. Ser. 5. V. 35-A. P. 143-171.

380. Kuellmer F.J. X-ray intensity measurements on perthitic materials. II. Date from natural alkali feldspars // J. Geology. 1960. V. 68. № 3. P. 307-323.

381. Manning D.A.C., Pichavant M. The role F and B in the generation* of granitic melts // Migmatites, Melting and Metamorphism. Glasgow: Shiva Geology Series. Eds.: M.P. Atherton. C.D. Gribble. 1983. P. 94-109.

382. Martin H., Mathias M., Simpson E.S.W. The Damaraland sub-volcanic ring complexes in South West Africa // 21st International Geological Congress. Copenhagen. 1960. V. 13. P. 156-174.

383. Massonne H.J. Evidence for low-temperature ultrapotassic siliceous fluids in subduction zone environments from experiments in the system K20-Mg0-Al203-Si02-H20 (KMASH) // Lithos. 1992. V. 28. P. 421-434.

384. Maya L. Identification of polyborate and fluoropolyborate ions in solutions by Raman spectroscopy// In. Chem. 1976. V. 15. P. 2179-2184.

385. Menzies M.A. The mineralogy, geology and occurrence of topaz // Mineral. Record. 1995. V. 26. № 1. P. 5-53.

386. Menzies M.A., Boggs R.C. Minerals of the Sawtooth Batholith, Idaho // Mineral. Record. 1993. V. 24. № 3. P. 185-202.

387. Mesmer R.E., Baes C.F., Sweeton F.H. Acidity measurements at elevant temperatures VI. Boric acid equilibria // Inorganic Chem. 1972. V. 11. № 3. P. 536-543.

388. Mesmer R.E., Palen K.M., Baes C.F. Fluoborate equilibria in aqueous solution // Inorganic Chem. 1973. V. 12. № 1. P. 89-95.

389. Moore J., Gunderson R.P. Fluid inclusion and isotopic systematics of an evolving magmatic-hydrothermal system // Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. V. 59. P. 38873907.

390. Morey G.W., Fenner C.N. The ternary system H20-K2Si03-Si02 //Am. Chem. Soc. J. 1917. V. 39. P. 1173-1229.

391. Morey G.W., Fleischer M. Equlibrium between vapor and liquid phases in the system C02-H20-K20-Si02// Geol. Soc. of Am. Bull. 1940. V. 51. P. 1035-1058.

392. Morgan, G.B. Studies pertaining to the role of boron in granitic magmas // Compass Sigma Gamma Epsilon. 1991. V. 68. №4. P. 233-249.

393. Morgan G.B., London D. Alteration of amphibolitic wallrocks around the Tanco rare-element pegmatite, Bernic Lake, Manitoba //Amer. Mineral. 1987. V. 72. P. 1097-1121.

394. Morgan G.B. VI, London D. Experimental reactions of amphibolite with boron-bearing aqueous fluids at 200 Mpa: implications for tourmaline stability and partial melting in mafic rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1989. V. 102. № 3. P. 281-297.

395. Morizet Y., Nichols A.R.L., Kohn S.C., Brooker R.A., Dingwell D.B. The influence of H20 and C02 on the glass transition temperature: insights into the effects of volatiles on magma viscosity // Eur. J. Mineral. 2007. V. 19. P. 657-669.

396. Mourtada-Bonnefoi C.C., Laporte D. Kinetics of bubble nucleation in rhyolitic melt: an experimental study of effect of ascent rate // Earth Planet. Sci. Lett. 2004. V. 218. P. 521537.

397. Muntyan B.L., Muntyan J.R. Pikes Peak granite // Mineral. Record. 1985. V. 16. № 3. P. 217-230.

398. NIST-JANAF Thermochemical Tables. Fourth Edition. J. Phys. Chem. Ref. Data // Monograph 9. 1998. 1951 p.

399. Oehler J.H. Hydrothermal crystallization of silica gel // Geol. Soc. Amer. Bui. 1976. V. 87. P. 1143-1152.

400. Ochs F.A., Lange R.A. The partial molar volume, thermal expansivity, and compressibility of H20 in NaAISi308 liquid: new measurements and an internally consistent model//Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 179. P. 155-165.

401. Ochs F.A., Lange R.A. The density of hydrous magmatic liquids // Science. 1999. V. 283. P. 1314-1317.

402. Ohtani T., Nakano T., Nakashima Y., Muraoka H. Three-dimension shape analysis of miarolitic cavities in the Kakkonda granite by X-ray computed tomography // J. Structural Geology. 2001. V. 23. P. 1441-1754.

403. Orlandi P., Scortecci P.B. Minerals of the Elba pegmatites // Mineral. Record. 1985. V. 16. № 5. P. 353-363.

404. Orville P.M. Unit-cell parameters of the microcline low albite and the sanidine - high albite solid solution series //Amer. Miner. 1967. V. 52. № 1/2. P. 55-86.

405. Palmer M.R. Boron isotope of hydrothermal fluids and tourmalines: A synthesis // Chemical Geology (Isotope Geoscience Section). 1991. V. 14 №2. P. 111-121.

406. Palmer M.R., Slack J.F. Boron isotopic composition of tourmaline from massive sulfide deposits and tourmaline // Conrib. Mineral. Petrol. 1989. V. 103. № 4. P. 434-451.

407. Peretyazhko I.S. Conditions of formation of large fluid bubbles (future miaroles) in granitic or pegmatitic melts // Estudos Geológicos. 2009. V. 19(2). P. 281-286.

408. Peretyazhko I.S., Tsareva E.A. Processes of fluid-magmatic crystallization of heterogeneous magma at rock formation of Ary-Bulak ongonite massif // ACROFI-2. 2008. P.147-150.

409. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye. Specific bismuth mineralization of miarolitic pegmatites within the Malkhan field, Chita oblast, Russia // XVI-th General Meeting. IMA-94. Pisa. 1994. P. 323-324.

410. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye. Tourmalines from miarolitic pegmatites of Pamirs, Tadjikistan // «TOURMALINE 1997» (International Symposium on Tourmaline). Abstracts. Nove Mesto na Morave. Czech Republic. 1997. P. 66-67.

411. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye. Composition and structural state of potash feldspars from miarolitic pegmatites // Can. Mineral. 1999. V. 37. № 4. P. 856-858.

412. Peretyazhko I.S., Kotelnikova Z.A., Smirnov S.Z. Synthetic inclusions in the system NaF-H3B03-H20-Si02// ECROFI XVIII Siena. 2005. CD-ROM.

413. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye., Prokof'ev V.Yu., Smirnov S.Z. Boric acid as the most typical component of fluid inclusions in minerals from tourmaline-bearing and topaz beryl miarolitic pegmatites // Can. Mineral. 1999. V. 37. № 4. P. 823-825.

414. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye., Smirnov S.Z., Mikhailov M.Yu., Prokofiev V.Yu., Madyukov I.A. The model of pocket formation in boron-rich granitic pegmatites. Goldschmidt Conference Abstracts // Geochim. Cosmochim. Acta. 2002a. V. 66. № 15A. P. 590.

415. Peretyazhko I.S., Smirnov S.Z., Thomas V.G., Zagorsky V.Ye. Gels and melt-like gels in high-temperature endogeneous formation II Proceedings of the interim IAGOD Conference. Vladivostok. Russia: 2004a. P. 306-309.

416. Peretyazhko I.S., Zagorsky V.Ye., Smirnov S.Z., Mikhailov M.Y. Conditions of pocket formation in the Oktyabrskaya tourmaline-rich gem pegmatite (the Malkhan field, Central-Transbaikalia, Russia) // Chem. Geol. 2004b. V. 210. P. 91-111.

417. Peretyazhko I., Zagorsky V., Smirnov S., Thomas V., Demin S. Melt-like gels, extremely enriched in rare elements a new type of mineral-forming media // 32nd International Geological Congress. Italy. Florence. 2004c. P. 1189.

418. Pichavant M. An experimental study of the effect of boron on a water saturated haplogranite at 1 kbar vapour pressure//Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 76. P. 430-439.

419. Pichavant M. Melt-fluid interaction deduced from studies of silicate-B203-H20 systems at 1 kbar//Bulletin de Mineralogie. 1983. V. 106. P. 201-211.

420. Pichavant M. Effects of B and H20 on liquidus phase relations in the haplogranite system at 1 kbar//Amer. Mineral. 1987. V. 72. P. 1056- 1070.

421. Pichavant M., Ramboz C., Weisbrod A. Fluid immiscibility in natural processes: use and misuse of fluid inclusion data // Chem. Geology. 1982. V. 37. P. 1-27.

422. Pitzer K.S., Pabalan R.T. Thermodynamics of NaCI in steam // Geochim. Cosmochim. Acta. 1986. V. 50. P. 1445-1454.

423. Philpotts A.R., Carroll M. Physical properties of partly melted tholeitic basalt // Geology. 1996. V. 24. P. 1029-1032.

424. Prience E., Donnay G., Martin R.E. Neutron diffraction of an ordered orthoclase structure//Amer. Miner. 1973. V. 58. P. 500-507.

425. Proctor K. Gem pegmatites of Minas Gerais, Brazil: exploration, occurence, and aquamarine deposits // Gems and Gemology. 1984. V. 20. № 2. P. 78-100.

426. Proctor K. Gem pegmatites of Minas Gerais, Brazil: the tourmalines of the Aracuai district//Gems and Gemology. 1985a. V. 21. № 1. P. 3-19.

427. Proctor K. Gem pegmatites of Minas Gerais, Brazil: the tourmalines of the Governador Valadares district // Gems and Gemology. 1985b. V.21. № 2. P. 86-104.

428. Rankin A.H., Wilkinson J.J., Nolan J., Croudace I. Carbothermal fluids and gold mineralization: Where are the gold-bearing carbonatites? // Terra: Abstracts. 1993. V. 5. P. 439-440.

429. Reardon E.J. Dissociation constants for alkali earth and sodium borate ion pairs from 10 to 50°C // Chem. Geology. 1976. V. 18. № 4. P. 309-325.

430. Richet P., Whittington A., Holtz F., Behrens H., Ohlhorst S., Wilke M. Water and the density of silicate glasses // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 138. P. 337-347.

431. Ruggieri G., Lattanzi P. Fluid inclusion studies on Mt. Capanne pegmatites, Isola d'Elba, Tuscany, Italy // Europ. J. Mineral. 1992. № 4. P. 1085-1096.

432. Scaillet B., Holtz F., Pichavant M., Schmidt M.O. The viscosity of Himalayan leucogranites: implications for mechanisms of granitic magma ascent // J. Geophys. Res. 1996. V. 101. P. 27691-27699.

433. Schmidt C.B. Effect of boron on the water speciation in (alumino) silicate melts and glasses // Geochim. Cosmoch. Acta. 2004. V. 68. P. 5013-5025.

434. Schmidt C.B. Zotov N., Dupree R. Structural implications of water and boron dissolution in albite glass // J. Non-Cryst. Solids. 2004. V. 337. P. 207-219.

435. Schmidt C., Thomas R., Heinrich W., Boron speciation in aqueous fluids at 22 to 600°C and 0.1 MPa to 2 GPa // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. P. 275-281.

436. Schmetzer K., Bank H. Crystal chemistry of tsilaisite (manganese tourmaline) from Zambia // N. Jb. Miner. Mh. 1984. № 2. P. 61-69.

437. Shaw H.R. Viscosities of magmatic silicate liquids: an empirical method of prediction // Amer. J. Sci. 1972. V. 272. P. 870-893.

438. Shigley J.E., Kampf A.R., Foord E.E., London D. Fieldtrip guidebook t gem pegmatites of southern California // 14 th General Meeting of the IMA. July 1986a. Stanford University: Stanford. California. 39 p.

439. Shigley J.E., Kane R.E., Manson D.V. A notable Mn-rich gem elbaite tourmaline and its relationship to «tsilaisite» //Amer. Miner. 19866. V. 71. P. 1214-1216.

440. Shigley J.E., Dirlam Dona Mary., Schmetzer K., Jobbins E.A. Gem localities of the 1980s// Gems and Gemology. 1990. V. 26. № 3. P. 4-31.

441. Simakin A.G., Armienti P., Epel'baum M.B. Coupled degassing and crystallization: experimental study at continuous pressure drop, with application to volcanic bombs // Bull. Volcanol. 1999. V. 61. P. 275-287.

442. Sinkankas J. Classic mineral occurrences: I. Geology and mineralogy of the Rutherford pegmatites, Amelia, Virginia.//Amer. Miner. 1968. V. 53. № 2. P. 373-405.

443. Sirbescu M.C., Hartwick E.E., Student J.J. Rapid crystallization of the Animikie Red Ace Pegmatite, Florence county, northeastern Wisconsin: inclusion microthermometry and conductive-cooling modeling //Contrib. Mineral. Petrol. 2008. V. 156. P. 289-305.

444. Skrigitil A.M. Gemstones in the pegmatites of the eastern Pamirs // World of stones. 1996. № 11. P. 16-25.

445. Smirnov S.Z., Thomas V.G., Demin S.P., Drebushchak V.A. Experimental study of boron solubility and speciation in the Na20-B203-Si02-H20 system // Chem. Geol. 2005. V. 223. P. 16-34.

446. Smith F.Y. Transport and deposition of the non-sulfide vein minerals. 4. Tourmaline // Econom. Geol. 1949. V. 44. № 3. P. 186-192.

447. Smith M.P., Yardley B.W.D. The isotopic composition of tourmaline as a guide to fluid process in the southwestern Englad orefield: An ion microprobe stude // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. №8. P. 1415-1427.

448. Soman K., Druzhinin A.V. Petrology and geochemistry of chrysoberil pegmatites of south Kerala, India // N. Jb. Miner. Abh. 1987. V. 157. № 2. P. 167-183.

449. Sourirajan S., Kennedy G.C. The system H20-NaCI at elevated temperatures and pressures//American J. of Science. 1962. V. 260. P. 115-141.

450. Stern L.A., Brown G.E., Bird Jr.,D., Jahns R.H., Foord E.E., Shigley J.E., Spaulding L. Jr. Mineralogy and geochemical evolution of the Little Three pegmatite-aplite layered intrusive, Ramona, California //Amer. Miner. 1986. V. 71. № 3-4. P. 406-427.

451. Stewart D.B., Wright T.L. Al/Si order symmetry of natural alkali feldspars, and the relationship of strained cell parameters to bulk composition II Bull. Soc. franc, miner, et cristallogr. 1974. V. 97. № 4. P. 356-377.

452. Swihart G.H., Moore P.B. A reconnaissance of boron isotopic composition of tourmaline//Geochim. Cosmochim. Acta. 1989. V. 53. P. 911-916.

453. Tagirov B., Schott J., Harrichoury J-C., Escalier J. Experimental study of the stability of aluminate-borate complexes in hydrothermal solutions // Geochim. Cosmochim. Acta. 2004. V. 68. P. 1333-1345.

454. Taylor M.C. The sol-gel nature of pegmatites //Abstracts of the Elba 2005 International Meeting on Crystallization Processes in Granitic Pegmatites. Elba. Italy. May 23-30. www.elba-pegmatites.org/ Absracts.doc. 2005

455. Taylor M.C. The gel model for the formation of gem-bearing pockets within granitic pegmatites, and implications for gem synthesis // Gems and Gemology. 2006. XLII

456. Taylor M.C., Williams A.E., McKubben M.A. Vapor-phase boric acid in quartz-hosted fluid inclusions from a miarolitic syb-type, complex rare-element pegmatite, Southern California // 16th Int. Min. Assoc. General Meeting. 1994. Pisa. P. 464-465.

457. Thomas R. Determination of the H3BO3 concentration in melt and fluid inclusions in granite pegmatites by laser Raman spectroscopy//Amer. Miner. 2002. V. 87. P. 56-68.

458. Thomas R., Davidson P. Water and melt/melt immiscibility, the essential components in the formation of pegmatites; evidence from melt inclusions // Z. geol. Wiss. Berlin. 2008. V. 36. P. 347-364.

459. Thomas R., Davidson P., Badanina E. A melt and fluid inclusions assemblage in beryl from pegmatite in the Orlovka amazonite granite, East Transbaikalia, Russia: implications for pegmatite-forming melt systems // Miner. Petrol. 2009. V. 96. P. 129-140.

460. Thomas R., Davidson P., Hahn A. Ramanite-(Cs) and ramanite-(Rb): New cesium and rubidium pentaborate tetrahydrate minerals identified with Raman spectroscopy // Amer. Miner. 2008. V. 93. P. 1034-1042.

461. Thomas R., Förster H.J., Heinrich W. The behaviour of boron in a peraluminous granite-pegmatite system and associated hydrothermal solutions: a melt and fluid inclusion study//Contrib. Mineral. Petrol. 2003. V. 144. P. 457-472.

462. Thomas A.V., Spooner E.T.C. Fluid inclusions in the system H20-CH4-NaC!-CC>2 from metasomatic tourmaline withic the border unit of the Tanco zoned granitic pegmatite,

463. S.E. Manitoba // Geochim. Cosmochim. Acta. 1988. V. 52. № 5. P. 1065-1075.

464. Thomas R., Webster J.D. Strong tin enrichment in a pegmatite-forming melt // Mineralium Deposita. 2000. V. 35. P. 570-582.

465. Thomas R., Webster J.D., Heinrich W. Melt inclusions in pegmatite quartz: complete miscibility between silicate melts and hydrous fluids at low pressure // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139. P. 394-401.

466. Thomas R., Webster J.D., Förster H.-J., Rhede D., Seifert W., Rickers K., Heinrich W. The transition from peraluminous to peralkaline granitic melts: evidence from melt inclusions and accessory minerals // Lithos. 2006. V. 91. P. 137-149.

467. Tonarini SM Dini A., Pezzotta F., Leeman W.P. Boron isotopic composition of zoned (schorl-elbaite) tourmalines, Mt. Capanne Li-Cs pegmatite, Elba (Italy) // Europ. J. Mineral. 1998. V. 10. P. 941-951.

468. Trumbull R.B., Chaussidon M. Chemical and boron isotopic composition of magmatic and hydrothermal tourmalines from the Sinceni granite-pegmatite system in Swaziland // Chem. Geology. 1999. V. 153. № 1-4. P. 125-137.

469. Tuttle O.E., Friedmann I.I. Liquid immiscibility in the system H20-Na20-Si02 II J. Amer. Chem. Soc. 1948.V. 70. № 3. P. 919-926.

470. Tuttle O.F., Bowen N.L. Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAISi308-KAISi308-Si02-H20 // Geol. Soc. Am. Mem.1958. V.74. P. 1-156.

471. Veksler I.V., Thomas R., Schmidt C. Experimental evidence of three coexisting immiscible fluids in synthetic granite pegmatite // Amer. Miner. 2002a. V. 87. P. 775-779.

472. Veksler I.V., Dorfman A.M., Dingwell D.B., Zotov N. Element partitioning between immiscible borosilicate liquids: A high-temperature centrifuge study // Geochim. Cosmochim. Acta. 2002b. V. 66. P. 2603-2614.

473. Vigneresse J.L. Toward a new paradigm for granite generation // Transa. Royal Soc. Edinb: Earth Sei. 2004. V. 95. P. 11-22.

474. Vigneresse J.L. The role of discontinuous magma inputs in felsic magma and ore generation // Ore Geology Rev. 2007. V. 30. P. 181-216.

475. Virk H.S., Koul S.L. Fission track ages of Himalayan muscovites (Kathmandu Valley, Nepal) II Pure and Appl. Geophys. 1977. V. 115. № 3. P.737-738.

476. Vorbach A. Experimental examinations on stability of synthetic torumalines in temperatures from 250 to 750°C and pressures up to 4 kb // Neues Jahrbuch Mineral. Abh. 1989. V. 161. № 1. P. 69-83.

477. Webber K.L., Falster A.U., Simmons W.B., Foord E.E. The role of diffusion-controlled oscillatory nucleation in the formation of line rock in pegmatite-aplite dikes // J. Petrology. 1997. V. 38. P. 1777-1791.

478. Webber K.L., Simmons W.B., Falster A.U. Foord E.E. Cooling rates and crystallization dynamics of shallow level pegmatite-aplite dikes, San Diego County, California // Amer. Mineral. 1999. V. 84. P. 708-717.

479. Webster J.D., Duffield W.A. Extreme halogen abundance in tin rhyolite magma at Taylor Creek, New Mexico // Econ. Geologe. 1994. V. 89. P. 840-851.

480. Weizhou S., Hongfei L., Huimin Li, Wuxian Li., Dezi W. The thermal history of the miarolitic granite at Xincun, Fujiian province, China // Chinese Sei. Bull. 2000. V. 45. P. 1991-1995.

481. Williams A.E., Taylor M.C. Mass spectrometric identification of boric acid in fluid inclusions // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. P. 3435-3443.

482. Williamson B.J., Stanley C.J., Wilkinson J.J. Implications from inclusions in topaz for greisenisation and mineralisation in the Hensbarrow topaz granite, Cornwall, England // Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V 127. P. 119-128.

483. Wilkinson J.J., Nolan J., Rankin A.N. Silicothermal fluid: A novel medium for mass transport in the tithosphere // Geology. 1996. V. 24. № 12. P. 1059-1062.

484. Wilson W.E. The Anjanabonoina pegmatite Madagascar // Mineral. Record. 1989. V. 20. № 3. P. 191-200.

485. Wilson W.E., Maryland B. Famous mineral localities: The Pulsifer quarry // Mineral. Record. 1977. V. 8. № 2. P. 72-77.

486. Wise' M.A., Rose T.R., Jr. Holden R.E. Mineralogy of the Bennett pegmatite Oxford Country, Maine // Mineral. Record. 1994. V. 25. № 3. P. 175-184.

487. Wohletz K., Civetta L., Orsi G. Thermal evolution of the Phlegraean magmatic system //J. Volcan. Geotherm. Res. 1999. V. 91. P. 381-414.

488. Zagorsky V.Ye., Pegmatites of Azad Kashmir // Mission Report. UN Project PAK/86/019. New-York. 1993. 28 p.

489. Zagorsky V.Ye., Peretyazhko I.S. Tourmalines from rare metal and miarolitic pegmatites of Transbaikalia, Russia, and Pamirs, Tadjikistan II XVI-th General Meeting. IMA-94. Pisa. 1994. P.455-456.

490. Zagorsky V. Ye., Peretyazhko I.S. Mineralogy of miarolitic pegmatites of gem stone Kukurt area, Eastern Pamirs, Tadjikistan // Regularities of evolution of the Earth Crust. Abstracts. St.-Peterburg. 1996. V. 2. P. 19.

491. Zagorsky V.Ye., Peretyazhko I.S. The Malkhan gem tourmaline deposit in Transbaikalia, Russia // Mineralogical Almanac. 2008. V. 13b. P.4-39.

492. Zagorsky V.Ye., Makagon V.M., Shmakin B.M. The systematics of granitic pegmatites // Can. Miner. 1999. V. 37. № 3. P. 800-802

493. Zagorsky V.Ye., Peretyazhko I.S., Shmakin B.M. Tourmaline deposits-of Asia: systematics, conditions of formation, criteria of exploration and evaluation // «Tourmaline -1997». Abstr. of Intern. Simp. Nove Mésto na Moravé. 1997. P. 113-114.

494. Zagorsky V.Y., Peretyazhko I.S., Sapozhnikov A.N., Zhukhlistov A.P., Zvyagin B.B. Borocookeite, a new member of the chlorite group, from the Malkhan gem tourmaline deposit, Central Transbaikalia, Russia //Amer. Mineral. 2003. V. 88. P. 830-836.

495. Zagorsky, V.Ye., Shmakin, B.M. Pegmatitic deposits of gemstones as miarolitic facies of pegmatites of different formations // Abstracts of III Intern. Conf. "New ideas in earth science". Moscow: 1997. V. 2. P. 61.

496. Zwaan P. Sri Lanka: The gem island // Gems and Gemology. 1982. V. 18. № 2.P. 6271.

Информация о работе

Перетяжко, Игорь Сергеевич
доктора геолого-минералогических наук
Иркутск, 2010
ВАК 25.00.04

Диссертация

Процессы образования миароловых гранитных пегматитов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы