Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Волластонитовые скарны и скарноиды Южного Прибайкалья

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Волластонитовые скарны и скарноиды Южного Прибайкалья"

На правах рукописи

ШКОЛЬНИК СВЕТЛАНА ИВАНОВНА

волластонитовые скарны и скарноиды южного прибайкалья

25.00.04 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Иркутск-2005

Работа выполнена в Институте земной коры Сибирского отделения Российской Академии Наук

Научный руководитель:

кандидат геолого-минералогических наук Резницкий Леонид Зиновьевич

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Макрыгина Валентина Алексеевна (Институт геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН, г.Иркутск)

кандидат геолого-минералогических наук Савельева Валентина Борисовна (ИЗК СО РАН, г.Иркутск)

Ведущая организация:

Иркутский государственный университет

Защита состоится года в

на заседании диссертационного совета Д 003.022.02 при Институте земной коры СО РАН,

по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128, ИЗК СО РАН.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИЗК СО РАН

Автореферат разослан

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук

Ю. В. Меньшагин

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования. Волластонит — природный силикат кальция, главные области применения которого можно определить как производство обширного спектра силикатных и композиционных материалов. Долгое время волластонит считался типичным минералом контактовых известковых скарнов малых и средних глубин. Однако во второй половине 20-го века участились находки волластонитовых пород вне связи с интрузивами. Абсолютное большинство таких пород было обнаружено в высокоградных метаморфических комплексах. Пластовые известково-силикатные волластонитсодержащие породы со структурно-текстурными характеристиками кристаллических сланцев, сейчас известны практически во всех гранулитовых комплексах мира, но самая крупная провинция (до масштабов месторождений) расположена в Южном Прибайкалье. Такие породы сложены ассоциациями минералов практически аналогичными минеральным ассоциациям типичных известковых скарнов. Это обстоятельство, а также укоренившееся представление об абиссофобности волластонита послужили основой развития альтернативных генетических схем образования пластовых пород с волластонитом и его стратиформных месторождений. Проблема генезиса таких пород (скарноидов по Д.С.Коржинскому) остается дискуссионной.

Цель и задачи исследований. Цель работы состояла в выявлении генетической природы волластонитовых скарноидов и выработке критериев распознавания волластонитсодержащих метаморфитов и метасоматитов.

Основные задачи на пути к достижению поставленной цели заключались в:

1. определении первичной природы известково-силикатных пород харагольской свиты, вмещающей все значительные проявления волластонитсодержащих скарноидов и скарнов, при помощи геологических и петрогеохимических методов, реконструкции составов протолитов и условий их формирования, путем сопоставления с эталонными объектами различных геодинамических обстановок.

2. проведении сопоставительного анализа между пластовыми известково-силикатными породами с волластонитовыми и безволластонитовыми парагенезисами в одной толще с использованием петрогенных, редких и редкоземельных элементов.

3. установлении петрогеохимических и минералого-геохимических отличий между волластонитовыми скарнами и скарноидами.

Фактический материал. Первичные фактические материалы по слюдянскому кристаллическому комплексу были предоставлены научным руководителем Л.З.Резницким из собственной коллекции и коллекций В.Н.Вишнякова и Е.П.Васильева, собранных в ходе детального картирования и поисково-разведочных работ, и дополнены автором в полевые сезоны 1999-2000 г.г.. В ходе работы были изучены более 500 шлифов различных типов волластонитсодержащих пород, использованы аналитические материалы, предоставленные Л.З.Резницким и В.И.Левицким, а также выполненные дополнительно, включающие определения петрогенных компонентов в 400, редких элементов в 300 и полного спектра редкоземельных элементов в 15 пробах пород.

В работе используются около 300 микрозондовых анализов породообразующих минералов, выполненных в БГИ СО РАН (г. У.-Удэ) и ИГГД (г. С.-Петербург) РАН. Более 50 монофракций уграндитовых гранатов из различных генетических типов пород слюдянского комплекса проанализированы на редкие и порядка 25 монофракций на редкоземельные элементы. Определение возраста скарнов Sm-Nd методом по минералам проведено в ИГГД РАН (г. С.-Петербург).

Содержания петрогенных компонентов в породах определены методами классической "мокрой химии" и рентгеноспектральным; в последнем случае определение летучих и соотношения FeO и ИегОз производилось с помощью химического анализа (аналитики Бондарева Г.В., Лахно Т.А., Комарова Л.В.). Концентрации редких элементов определены методиками оптического спектрального, рентгенофлуоресцентного и атомно-абсорбционного анализов; ряд редких элементов параллельно определялся разными методами, показавшими хорошую сходимость результатов. Все анализы выполнены в лабораториях Института геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН (аналитики Алтухова Л.В., Уфимцева М.Н., Шигарова С.И.) и Института земной коры СО РАН (аналитики Володина Н.Н., Воротынова Л.В., Наумова А.В., Худоногова Е.В., Черкашина Т.Ю., Щербань В.В.).

Полные спектры редкоземельных элементов (РЗЭ) определены методом ICP-MS в аналитическом центре коллективного пользования ИНЦ СО РАН (аналитики Пантеева СВ., Маркова В.В., Маркова М.Е.) на приборе "Plasma Quad PQ2+".

В основу диссертации положены результаты работы автора в Институте земной коры СО РАН по теме «Геологические индикаторы эволюции складчатых и перикратонных систем Восточной Сибири», а так же в рамках исследований по проектам РФФИ 99-05-65634 (рук. Беличенко В.Г.), 01-05-06059 (конкурс мас. рук Школьник С.И.), 02-05-64194 (рук. Левицкий В.И.) и 02-05-65329 (рук. Резницкий Л.З)

Научная_новизна_работы. Для известково-силикатных

волластонитсодержащих пород Южного Прибайкалья впервые было выполнено комплексное петрогеохимическое и минералогическое изучение. Наиболее важные результаты исследований:

1. Получены геохимические критерии, позволяющие распознавать генетически различные волластонитсодержащие породы: метаморфические и метасоматические. Установлена изохимичность процесса образования волластонитсодержащих скарноидов.

2. Выявлены закономерные различия в составе протолита пластовых известково-силикатных пород с волластонитовыми и безволластонитовыми парагенезисами.

3. Установлены типохимические особенности однотипных минералов скарнов и скарноидов, позволяющие диагностировать эти генетические типы пород.

4. Определены возраст скарновых месторождений волластонита и их позиция в шкале структурно-вещественной эволюции слюдянского комплекса.

Практическая значимость. Исследование петрогеохимических и минералого-геохимических особенностей волластонитсодержащих пород позволяет решить

вопрос о генезисе волластонитовых скарноидов. Установление геохимических и минералогических критериев распознавания воластонитсодержащих скарнов и метаморфитов позволит применить их для подобных, развитых во многих гранулитовых комплексах, пород. Определение волластонитсодержащих скарноидов как метаморфитов позволяет использовать их для реконструкции Р-Т-Х трендов метаморфизма и дает теоретическую основу для прогнозных оценок и поисковых критериев месторождений подобного типа.

Палеореконструкция протолита метаморфических толщ слюдянского комплекса и геодинамических условий их накопления способствует разработке модели формирования континентальной коры в складчатом обрамлении Сибирского кратона. Полученная детальная геохимическая и минералогическая характеристика волластонитовых пород (руд) будет учтена и использована при обосновании промышленного освоения и эксплуатации месторождений Слюдянской провинции.

Основные защищаемые положения.

1. Состав протолита известково-силикатных пород харагольской свиты, вмещающей все значительные проявления волластонитовых скарноидов и скарнов, отвечает туффоидам разной степени известковистости. Формирование палеобассейна «харагольского» времени происходило в обстановке активной континентальной окраины андийского типа.

2. Волластонитсодержащие скарноиды по комплексу петрогеохимических и минералогических критериев отличаются как от безволластонитовых кристаллосланцев, так и волластонитовых скарнов. Образование пластовых волластонитсодержащих скарноидов происходило изохимично в процессе регионального метаморфизма, без привноса или выноса вещества, не считая СО2 и Н2О.

3. Систематические отличия геохимической специфики волластонитовых и чередующихся с ними в разрезах безволластонитовых кристаллосланцев связаны с различным составом протолитов. Протолит первых отличался повышенными известковистостью и содержанием кремнезема и при равных Р-Т условиях был более благоприятен для протекания реакций волластонитообразования.

4. Однотипные минералы волластонитовых скарнов и пластовых скарноидов отличаются по типохимизму и свидетельствуют о различном генезисе пород. Состав минералов скарноидов сильнее связан с составом протолитов, что характерно для кристаллизации в условиях закрытых систем; состав скарновых минералов в значительной мере зависит от временной эволюции флюидного режима в ходе инфильтрационного метасоматоза.

Апробация работы и публикации. Основные результаты работы представлялись на 6-ой научной школе "Металлогения древних и современных океанов-2000. Открытие, оценка, освоение месторождений" (Миасс, 2000); 2-ом Всероссийском петрографическом совещании Петрография на рубеже XXI века итоги и перспективы. (Сыктывкар, 2000); 1-ом и 3-ем Всероссийских литологических совещаниях (Москва 2000, 2003); на годичных собраниях Минералогического общества при РАН. (Санкт-Петербург, 2000, 2004);

Всероссийской научной конференции посвященной 10-летию РФФИ (Иркутск, 2002) и других. По теме диссертации опубликовано 19 работ.

Объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы. Объем работы составляет 228 страниц, включая 70 иллюстраций, 26 таблиц, в том числе 9 в приложении и список литературы из 128 наименований. Автор выражает искреннюю благодарность своему научному руководителю Л.З.Резницкому за постановку проблемы, благодушие, терпение и возможность осуществить эту работу. Автор признателен В.И. Левицкому и Е.В.Склярову за помощь, ценные замечания и участие в обсуждении материала. Неоценимую помощь в отборе монофракций минералов оказали Е.А.Некрасова, Э.В.Бидаева, В.П.Киямова, за что автор им благодарен, а также всем указанным выше аналитикам ИЗК СО РАН, Института геохимии СО РАН, БГИ СО РАН и ИГГД РАН.

Отдельную благодарность хочется выразить соратнику и коллеге И.Г.Барашу за безотказность и помощь в оформлении работы, а также всем сотрудникам лаборатории палеогеодинамики, способствовавшим выполнению данной работы.

Глава 1. СЛЮДЯНСКАЯ ВОЛЛАСТОНИТОВАЯ ПРОВИНЦИЯ: особенности геологического строения, типы волластонитсодержащих пород и проблемы их генезиса

В современных тектонических схемах слюдянский комплекс рассматривается как часть крупного хамардабанского композитного метаморфического террейна, входящего в состав Центрально-Азиатского подвижного пояса [Беличенко и др., 1994; Васильев и др., 1998]. Высокоградная часть террейна (слюдянский комплекс) сильно отличается от низко-среднетемпературных зон более сложной эволюцией в целом, а так же характером магматических и ретроградных метаморфических процессов, наряду с особенностями эндогенной минерализации. В составе комплекса выделяются две серии осадочно-метаморфических пород: слюдянская и хангарульская (рис. 1).

2 а 2__4_е км

Рис 1 Схематическая геологическая карта центральной части Слюдянской волластонитовой провинции. Составили Е.П. Васильев, В.Н.Вишняков, Л.3.Резницкий

1-кайнозойские отложения и кайнозойские базальты 2-3 - хангарульская серия свиты 2- безымянская. 3 - харагопьская 4,5- слюдянская серия свиты 4 - перевальная 5 - култукская, 6 - хамардабанские граниты, 7 -слюдянские гранит-пегматиты, 8 сиениты, 9 - метагабброиды, 10 - ранние гранитоиды (чарнокит-и мигматит-граниты) 11 -северная граница распространения метаморфических парагенезисов с волластонитом 12- южная граница распространения гиперстен - кордиеритового парагенезиса, 13- разрывные нарушения, 14-16 - месторождения и проявления волластонита 14 - карбонатного типа 15-скарноидного типа 16 - скарнового типа

Слюдянская серия включает широкий спектр литопетрографических типов пород от алюмосиликатного (гнейсы, кристаллосланцы) до карбонатного (мраморы, кальцифиры) составов. В хангарульской серии выделяются две свиты метаморфических пород - харагольская и безымянская. Харагольская свита сложена преимущественно известково-алюмосиликатными кристаллосланцами среднего состава, большую часть разреза безымянской свиты занимают глиноземистые гнейсы [Васильев и др., 1981]. Месторождения и проявления волластонита представлены тремя типами, первоначально названными по месту обнаружения - слюдянским, лазурским и бурутуйским [Волластонит, 1982]. Позднее за ними укоренились названия «карбонатный», «скарноидный» и «скарновый», причем первые два были отнесены к разным литопетрографическим типам метаморфического генезиса, а последний - к гидротермально-метасоматическим (формация малоглубинных известковых скарнов) [Вишняков, Резницкий, 1985]. Пластовые волластонитсодержащие породы (скарноиды) известны во всех свитах комплекса, но наибольшим распространением пользуются в составе харагольской свиты.

В слюдянском, как и в большинстве гранулитовых комплексов, в слоистой толще присутствуют альтернативные кварц-кальцитовые и волластонитсодержащие парагенезисы. Образование последних связывалось с определенными благоприятными тектоническими структурами [Васильев и др., 1981]. Комплекс разделен на две зоны - волластонитовую и безволластонитовую (рис. 1), в пределах которой волластонит не образуется даже в благоприятных структурных условиях.

Волластонитсодержащие скарны, генетически связанные с поздним гранитоидным магматизмом, представляют собой один из стандартных типов месторождений волластонита, и вопрос об их генетической природе не дискутировался. Метаморфогенная природа безжелезистых и практически безглиноземистых волластонитовых пород (карбонатный тип) всегда вызывала меньше возражений, поскольку контактовых скарнов такого состава практически не обнаруживалось. А вот относительно пластовых волластонитсодержащих известково-силикатных пород, минеральные парагенезисы и составы минералов которых близки или идентичны типичным контактовым известковым скарнам, существует, минимум, три точки зрения.

В соответствии с первой волластонит рассматривается как парагенный минерал прогрессивного этапа метаморфизма [Valley et al., 1983; Warren et al., 1987; Motoyoshi et al., 1991; Mathavan, Fernando, 2001 и др.]. Локальность развития волластонитсодержащих парагенезисов объясняется местными вариациями флюидного режима (по соотношению которые связываются с

вариациями в составах протолита. По второй точке зрения, как и первой, волластонит относится к метаморфогенным минералам, но образован в постпрогрессивную стадию, в период изотермической декомпрессии, когда при снижении общий фон был ближе к граничным условиям

реакции Ка + Кв —* Волл [Harley, Buick, 1992; Harley et al., 1994 и др.]. И наконец, третья точка зрения исходит из того обстоятельства, что Р-Т тренды как прогрессивной, так и регрессивной стадий регионального метаморфизма (при расчетных оценках обычно лежат в поле стабильности Кв-Ка парагенезиса, и

поэтому образование волластонита при региональном метаморфизме невозможно [Перцев, 1977; Кузнецова, 1981; Левицкий, Петрова, 1984 и др.]. Сторонники данной идеи рассматривают волластонитсодержащие скарноиды как постметаморфические метасоматиты по благоприятному субстрату, т.е. как внеконтактовые стратиформные скарны. Таким образом, происхождение близких скарнам по минеральному составу волластонитсодержащих пород вне контактов с интрузивами рассматривается разными авторами с резко различных позиций, а имеющийся комплекс данных не всегда позволяет однозначно судить о генетической природе таких пород.

Возраст пластовых волластонитовых пород (карбонатный и скарноидный типы) не определялся. Если справедлива точка зрения о метаморфической природе (прогрессивный этап) указанных типов, то время образования волластонита определяется возрастом гранулитового метаморфизма млн

лет. [Salnikova et в1., 1998]). Если же образование волластонита в слоисто-пластовых породах связано с постметаморфическими (постмагматическими) метасоматическими процессами, то возраст волластонитовой минерализации должен быть близок возрасту волластонитовых скарнов млн. лет

[Школьник и др., 2004]).

Глава 2. ГЕОХИМИЯ ИЗВЕСТКОВО-СИЛИКАТНЫХ ПОРОД харагольской свиты: природа и палеогеодинамическая обстановка накопления протолита

Анализ известково-силикатных метаморфитов свиты с использованием различных типов петрохимических модулей и диаграмм [Неелов, 1980; Предовский, 1970; Юдович, 2000] подтверждают смешанную природу дометаморфического субстрата: вулканогенно (пирокластика)-терригенно-хемогенную (карбонаты), при варьирующей, но всегда очень значительной доле пирокластического материала. При этом на всех диаграммах составы волластонитсодержащих пород обнаруживают четкие различия с их безволластонитовыми аналогами - диопсидовыми и диопсид-скаполитовыми гнейсами и кристаллосланцами. Безволластонитовым породам наиболее свойственна унаследованность связей между отдельными элементами, типичная для магматических пород: корреляция хрома с Mg и №. И напротив, данные парные корреляции отсутствуют в волластонитсодержащих породах. Последние отличаются в среднем более высоким содержанием в них СаО и повышенной кремнеземистостью. а также свойственной литогенным осадкам положительной корреляцией и суммарным железом (рис. 2). Некоторая близость,

волластонитовых пород со специфичными марганцевыми разновидностями, для которых первичная природа и условия седиментации обсуждались ранее [Конева и др., 1998], наблюдается по степени гипергенной дифференциации (положительная корреляция эпизодически повышенным содержаниям серы и

максимальным значениям ^ (до 100 г/т) и Zn (до 180 г/т). В образовании их протолитов могли участвовать конседиментационные эксгаляционно-гидротермальные процессы (привнос в бассейн Mn, Si, S и некоторых редких элементов).

Низкокарбонатные диопсидовые кристаллосланцы, наиболее близко отвечающие составу вулканитов, на диаграммах для магматических пород ложатся в поле андезитов и андезито-базальтов известково-щелочной серии. По большинству редких и редкоземельных элементов харагольские метавулканиты близки среднему составу андезита. Исключение составили резкие максимумы по №, & и Ва, что тигюморфно для андезитов активных континентальных окраин андийского типа (рис. 3). Этот и ряд других геохимических критериев позволяют предположить, что породы подобных геодинамических обстановок могли служить поставщиком вулканогенной составляющей протолитов, а общая обстановка седиментогенеза, скорее всего, была близка к обстановке, характерной для

активных континентальных окраин андийского типа.

ГЛАВА 3. СОПОСТАВИТЕЛЬНЫЙ петрогеохимическии анализ волластонитовых и безволластонитовых скарноидов и скарнов

Обоснование изохимичности или аллохимичности образования волластонитсодержащих скарноидов проводилось на основе сопоставления волластонитсодержащих и безволластонитовых пород, которые размещены в пределах одной и той же литологической толщи, чередуясь в разрезах и сменяясь по латерали. Корректность такого анализа определяется близостью или идентичностью дометаморфического или дометасоматического протолита (субстрата). По субстрату этой же толщи сформированы и типичные скарны (Андреевское месторождение).

Проверялись две гипотезы. 1. Возможность образования волластонита в скарноидах на этапе ультраметаморфизма в ходе региональной гранитизации в связи с привносом в толщи существенно водными флюидами. Протекание процессов гранитизации связано с широким привносом К, Si, № и ряда редких элементов ^^ Ba, Sr, Zr, Pb и другие), поэтому в рядах гранитизированных пород обычна прямая корреляционная зависимость между содержанием данных элементов. Отсутствие значимой корреляционной зависимости бюг с к20, Rb и Ва характерно для всех выделенных групп известково-силикатных пород харагольской свиты, причем отчетливое перекрытие составов на диаграммах не позволяет обособлять волластонитсодержащие разности от их безволластонитовых аналогов. Следовательно, гипотеза гранитизации исключается.

2. Если образование волластонитсодержащих скарноидов происходило в постмагматическую стадию в результате скарнирования, то относительно

безволластонитовых пород их химический состав должен смещаться в сторону состава типичных скарнов В качестве эталона последних приняты скарны Андреевского месторождения Особенности вариаций петрохимических составов скарноидов и скарнов изучались при помощи статистических методов обработки данных (кластер-анализа R-типа, метод главных компонент факторного анализа (рис 4). Компонентный состав и характер связей между элементами показывает, что волластонитсодержащие скарноиды обнаруживают большее сходство с их безволластонитовыми аналогами, нежели со скарнами Им свойственны совершенно иные, чем в скарнах, корреляционные тренды и индикаторные

отношения, которые типичны для осадочных и осадочно-вулканогенных пород.

Закономерные различия между сравниваемыми группами пород обнаруживаются и по концентрациям микроэлементов Особенно

показательным в этом случае является ТС/й- отношение, которое может эффективно использоваться для диагностики изохимичных

метаморфитов [Юдович, Кетрис, 2000]. В отличие от скарнов, скарноиды отличаются большей стабильностью величины ТС^г отношения, что характерно для пелитовых осадков. Формирование постмагматических метасоматитов протекало с резким увеличением содержаний Zг, Y и

уменьшением К2О, MnO, №, &, Pb, Ba, Li, Rb, что существенно отличает их от пород субстрата и волластонитсодержащих скарноидов (рис. 5).

Рис 4 Диафамма F1-F2 для скарнов и скарноидов карвгольскои свиты t факторные нагрузки факторные значения 2 диопвдовые теисы и кристаллов»**! беэаолпастонловых участков (поле [) 3 4 породы волластонитое*« участков 3 беаволлэстоиитоеые диопсидовые гнейсы и кристаллосланф! (пола II) 4 воллаетоииговые гнейсы и криспллосланцы (none II!} 5 аоппасгонитоаыв скарны [поле IV)

Cu-100 Rb-ю;

Рис 5 Диаграммы Mn-Cu-Ti и Рь-Y 8a для ппэстовьв изееелтеео^иликатных пород * скарнов ОкснТ/рены тзгя Ёеэаоллэ таил-эеых кристзллослинцеа I аол^-а -он^тоеых гк^рн идое III юлласгсмиюеык скзр*юа

Еще более резкие различия между сравниваемыми группами пород наблюдаются по распределению в них редкоземельных элементов (рис 6). Если рассматривать в качестве ведущего типа субстрата известковистые гнейсы и кристаллосланцы харагольской свиты, то скарны при этом оказываются сильно обогащенными РЗЭ (в 3-4 раза) Волластонитсодержащие скарноиды, напротив, даже относительно своих безволластонитовых аналогов, обладают самой низкой степенью концентрирования РЗЭ.

Итак, по большинству петрогеохимических критериев (концентрации, корреляционные и

индикаторные отношения) скарноиды обнаруживают существенные различия с известковыми скарнами и не занимают промежуточного положения между последними и безволластонитовыми

известковистыми кристаллосланцами, что

позволяет исключить гипотезу скарнирования. Петрогеохимические особенности волластонитовых скарноидов (гл. 2) можно объяснить только соответствующей спецификой протолита Отсюда следует, что образование волластонита в скарноидах происходило в изохимичных условиях, без привноса или выноса вещества, не считая СО2, т.е. они являются метаморфическими породами.

глава 4. типохимизм некоторых минералов скарнов и

скарноидов

Минеральные ассоциации известковых волластонитсодержащих скарнов и скарноидов очень близки и включают уграндитовые гранаты, пироксены ряда диопсид-геденбергит, скаполит, плагиоклаз, калишпат, апатит, сфен, эпидот, кальцит, кварц. Исследованы типохимические особенности основных породообразующих проходных минералов (пироксен, волластонит, скаполит,

гранат).

Общей особенностью минералов метасоматитов является непостоянство их составов даже в пределах одного образца, что не свойственно скарноидам. По содержанию основных миналов (диопсида-геденбергита)

пироксены скарнов и скарноидов практически не отличаются. Более значимые различия между

сравниваемыми группами

клинопироксенов обнаруживаются по соотношению чермакитового,

эгиринового и иохансенитового миналов. Пироксены скарноидов, как правило, всегда оказываются более марганцовистыми, а содержание чермакитового и эгиринового миналов в них по сравнению с пироксенами скарнов значительно ниже (рис. 7). В скарноидах заметна положительная корреляция между железистостью пироксенов и породы, чего нет в скарнах. Скаполиты из волластонитсодержащих скарнов и скарноидов имеют различную основность. Доля мейонитовой составляющей в скаполитах скарнов, как правило, значительно ниже, для них же

1 оо-H-1—1—I—1—I—г—I-1—1—I—;—I

1_з Се Рг Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Yb Lu Рис 6 Распределение РЗЭ нормированных похокдригу в скарнах и тестовых известкоео-сияикатных породах харагольскои сайты 1 овластье^эрнае 2 область волластонитовых скарноидов БС 537 БС 545 БС 549 БС 560 И 22 кристаллосленцы беэволласгонитоеые

характерны широкие пределы колебания основности скаполита даже в пределах одного образца (от 59 до 70 % Me), что не свойственно для скаполитов скарноидов. Существенные различия между скаполитами волластонитсодержащих скарнов и скарноидов наблюдаются по составу анионной группы. В частности, скаполиты некоторых скарноидов отличаются значительным обогащением хлором (до 1 вес.%) и все - низким содержанием сульфат-иона (до 0.4 вес. %). Доля последнего в скаполитах скарнов достаточно велика (до 3.2 вес. %), при практическом отсутствии хлора. Анионный состав скаполитов скарноидов меняется по слоям и стабилен в пределах одного образца (слойка). В эксгаляциях вулканов до и во время извержения резко увеличивается количество газов, обогащенных сульфат-ионом [Меняйлов, 1967], а при ослаблении активности и стабилизации деятельности вулкана, как правило, преобладает хлор. Отсюда вариации составов протолитов, определяющие колебания анионного состава скаполитов от слоя к слою при постоянстве в пределах слоя. В скарнах наблюдаются значительные колебания содержаний серы в скаполитах в пределах штуфа, что указывает на изменчивость флюидного режима.

Волластонит скарноидов содержит примесь марганца, величина которой прямо зависит от маргацовистости породы. В высокомарганцевых скарноидах волластонит сменяется Mn-волластонитом или бустамитом.

При анализе гранатов в ряде случаев для получения обзорной картины привлекались уграндиты других генетических типов и модификаций. В скарнах и в скарноидах присутствуют две генерации граната: гранаты первой генерации образуют агрегаты и скопления, второй - реакционные каймы. Следует отметить, что в отличие от скарноидов, в скарнах обычен зональный гранат. По соотношению главных компонентов (гроссуляра-андрадита) гранаты скарнов и скарноидов отличаются незначительно, как и по содержанию пиропового компонента (1.2 % и 1.3 %, соответственно), резкие различия наблюдаются по содержанию шорломитового и спессартинового миналов.

Ранние гранаты скарнов оказываются обогащенными ТС, гранаты скарноидов - Мп, поздний гранат в обоих случаях по составу близок к гроссуляру, однако тенденции распределения Мп и ТС в них различны. Существенные различия между сравниваемыми группами гранатов наблюдаются по содержанию редких и редкоземельных элементов: гранаты скарноидов содержат ряд элементов (Сг, Ва), заметных концентраций которых в гранатах скарнов не обнаруживается; при этом последние отличаются аномально высокими содержаниями Zг и Sn (рис. 8). Помимо концентраций, фанаты скарноидов и скарнов отличаются различными корреляционными зависимостями между содержаниями редких элементов с иетрогенными и между собой. Так, в гранатах скарноидов обнаруживаются значимые корреляции между содержанием

РЬ, ^ с МпО и FeO. Соответствующие корреляции обнаруживаются и между редкими элементами, коррелирующими с одними и теми же петрогенными элементами (одна схема изоморфизма): (Со с ^ и Pb; Sc с V). Иначе обстоит дело с группой элементов-антагонистов - №, Zг, Ва, Sn, REE, которые не обнаруживают значимых корреляций ни с одним петрогенным компонентом, но при этом коррелируются между собой.

Совершенно иные зависимости характерны для гранатов скарнов. В них значимые корреляционные зависимости наблюдаются между содержанием Со и Zr с ТЮ2 и FeO, a V с MnO. Между редкими элементами существенные корреляционные зависимости обнаруживаются только для пары - Co-Zr.

Для ряда микроэлементов входящих в структуру граната приложима закономерность, установленная Г.М.Друговой [1998]. Как и в пиральспитах, для более высокотемпературных гранатов (скарноиды) характерны повышенные содержания Cr, Co, Ni и V, для более низкотемпературных (скарнов) - Zr, Y, Yb. Но для первой группы элементов характерно более высокое валовое содержание в скарноидах, что не исключает решающего значения именно этого фактора. Кристаллизация в условиях закрытой системы при более высоких температурах и давлении могла быть причиной одновременного повышенного вхождения в гранаты скарноидов и такого несовместимого набора как Ni, Zr, Ba, Sn. Вхождение микроэлементов в гранаты скарнов в большей мере должно было определяться интенсивными физико-химическими параметрами и составом флюида. Отсюда и значительные различия микроэлементной характеристики гранатов двух рассматриваемых типов пород.

Концентрации и спектры распределения РЗЭ в гранатах скарнов и скарноидов существенно различаются. Первые отличаются высокой степенью концентрирования и обогащением преимущественно тяжелыми РЗЭ, содержания редкоземельных элементов в гранатах скарноидов существенно ниже (ЕРЗэ=231-547 и 115-400, соответственно), им свойственно обогащение преимущественно легкими РЗЭ (среднее TRce/TRy 0.51 и 0.77, соответственно) (рис. 9). Общей особенностью всех гранатов из волластонитсодержащих скарноидов является наличие четко выраженной отрицательной Eu аномалии, но близкий по составу гранат из основного кристаллосланца слюдянской серии характеризуется отсутствием отрицательной Eu аномалии (Eu/Eu* = 1.09). Данное обстоятельство можно проинтерпретировать как прямую зависимость между содержанием Eu в породе и гранате. Действительно, основные кристаллосланцы по составу близки базальтоидам, тренд РЗЭ в которых характеризуется отсутствием Eu аномалии. Скарноиды ближе к кварце од ержащим осадочным породам и андезитам с хорошо выраженной Eu аномалией. Отношение в зональных гранатах скарнов

уменьшается от гранатов ранних генераций к поздним (Eu/Eu* 0.73 - 0.76, 0.83-0.86 и 0.82-0.86, в разных образцах), что может быть связано с эволюцией окислительно-восстановительных условий процесса [Другова, 2001].

Изменение Sm/Nd отношений от гранатов из волластонитовых скарноидов (0.56-0.62) к гранатам из скарнов (0.32-0.56), а также от гранатов из кристаллосланцев основного состава (0.74) к их метасоматически измененным аналогам (0.42) указывает, что при метасоматическом преобразовании пород происходило резкое уменьшение Sm/Nd отношений. Аномальное понижение Sm/Nd отношений в пиральспитовых гранатах Лапландского гранулитового пояса связывается [Скублов и др., 2001] со значительными вторичными изменениями, в частности, с понижением температуры. Таким образом, изменение Sm/Nd отношений в гранатах независимо от их состава может служить индикатором температурных условий образования данных типов пород.

Р2

Рис В Диаграмма значений факторов I и И для составов гранатов из скарнов и схарноидое ка&агопьаеои секты 1- факторные нагрузки

фаеторные значения 2-грангты« волластскитоеьв и беэеелластон*товы< гнейсов и ф/сталлосланцее хэрагапьсой секты (поле I) 2 гракэтыиз

основшх крлстаглоспанцев слюджекои серии (попе II) 4 гранаты из эолластснитовых »арное (пале Ш)

и Се Рг №1 Еи Сй ТЬ Оу Но Е( УЬ и

Рис 9 Распределение нормированные по жондркту содержании РЗЭ в гранатах кэ мета морф тесту и ме-ассмй-ичае««* пород

Глава 5. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ВОЛЛАСТОНИТОВЫХ скарнов и скарноидов слюдянского комплекса

Волластонитовые скарноиды. Как было показано ранее [Васильев и др., 1981] общий метаморфический фон прогрессивного этапа соответствовал кварц-кальцитовой фации. Волластонит в прогрессивную стадию мог образовываться в структурах, способствующих более быстрому удалению углекислоты и снижению ее парциального давления (будинаж, структуры горизонтального отслаивания). Но даже в этих условиях на всех месторождениях и проявлениях скарноидного типа в разрезах чередуются волластонитсодержащие и безволластонитовые породы, и в первичных парагенезисах наряду с волластонитом иногда присутствует кварц и кальцит. Это указывает на незавершенность реакций волластонитообразования вследствие относительно кратковременного снижения в благоприятных

структурах. Очевидно, условием образования волластонитовых скарноидов, особенно руд скарноидного типа, помимо соответствующих Р-Т-Хфл условий, является определенный состав протолита. Как установлено (гл. 2), основной петрохимической особенностью волластонитовых скарноидов являются повышенная кальциевость и кремнеземистость. Почему необходим именно такой состав протолита?

При относительной кратковременности реакции определяющими становятся кинетические факторы - скорость растворения минералов и диффузии компонентов. Наилучшим условием волластонитообразования при этом является наличие непосредственных контактов кварца и кальцита, что чаще может встречаться при значительных содержаниях обоих минералов. В пределах общей метаморфической зональности Хамар-Дабанского террейна в известково-силикатных породах харагольской свиты среди продуктов декарбонатизации волластонит - самый высокотемпературный или поздний минерал. С нарастанием степени метаморфизма свободный кремнезем и кальцит постепенно расходуются и к высокоградной ступени в избытке сохраняются только в породах, протолиты которых отличались достаточно высоким содержанием обоих минералов. Именно поэтому главной чертой протолитов волластонитсодержащих скарноидов являлся одновременный избыток кальцита и свободного кремнезема.

Образование волластонита, связанного с прогрессивным этапом метаморфизма в гранулитовых комплексах, оценивается широким диапазоном Т-Р

параметров (700-900 °С и 5-9 кбар) (табл. 1). Изучение реакционных взаимоотношений, отвечающих прогрессивной стадии, зачастую довольно затруднительно, они сохраняются редко, а в большинстве случаев затушеваны более поздними событиями. Поэтому во многих случаях оцениваются пяраметры максимума (пика) метаморфического процесса и постпиковой (ретроградной) эволюции.

Равновесные ассоциации известково-силикатных пород слюдянского комплекса включают волластонит, скаполит, клинопироксен, андрадит. Судя по структурным данным образование волластонита происходило в прогрессивную стадию. Поздние реакционные структуры, которые мы можем наблюдать в породах комплекса и которые встречаются в гранулитовых комплексах мира [Sivaparkash, 1981; Warren et al, 1987; Motoyoshi et al, 1991; Stephenson et al, 1997;] представлены в виде:

- (1) обрамляющих скаполит гранатовых кайм, образующихся на контакте с волластонитом и кальцитом

- (2) гранат-кварцевых кайм, обрамляющих скаполит на контакте с волластонитом (5Wo+Sc=3Gross+2Qtz+C02).

- (3) псевдоморфным замещением скаполита кальцитом и плагиоклазом (Sc=Cc+3An).

Все рассмотренные реакционные структуры образованы с участием в них скаполита, распад или синтез которого всецело зависит от температурного фактора. Термальная стабильность скаполита в данном случае определяет минимальную температуру пика метаморфических событий. Возникновение реакционных гранатовых кайм, как правило, является одной из показательных минеральных реакционных структур, возникающих при изобарическом охлаждении в гранулитах или при уменьшении мольной доли во флюиде при постоянной температуре.

Приближенную оценку параметров прогрессивного этапа можно дать по составу сосуществующих в первичном парагенезисе граната и скаполита, сопоставив их с хорошо изученными породами других комплексов (табл. 1). Диапазон составов скаполита 60-77 (Eq An), фаната (Andr 38-55 Grs 33-54).

Близкие составы этой пары минералов в однотипных парагенезисах приводятся для комплексов Кодуру, Индия и острова Болинген, Восточная Антарктида. Ориентируясь на расчетные данные для близких составов этой пары минералов можно принять следующие параметры пика прогрессивного метаморфизма слюдянских пород: давление порядка 6 кбар и температурный диапазон от 700 до 775° С, при Хсог < 0.25. Эти параметры вполне согласуется с ранее полученными по метапелитам слюдянского комплекса данными [Васильев и др., 1981].

О посткульминационном тренде можно судить по реакционным взаимоотношениям минералов. Из них более ранние - келифитовые структуры, включающие гранат. Эти реакции протекали с выделением С02. Более поздние -структуры распада скаполита с образованием плагиоклаза и кальцита, образование которых зависит только от температуры. Отсюда можно сделать вывод, что ретроградные процессы вначале шли при высокотемпературной декомпрессии, со снижением которая затем сменилась изобарическим охлаждением.

Р-Т-Хсог параметры метаморфизма состав скаполита состав граната

Восточная Антарктика, острова Болинген [Motoyoslu, 1991) Р = 6 кбар, Т - 775°С, Хсог < 0 25 Eq An = 75-80 I Andrw Grs«! II - чистый гроссуляр

Центральная Австралия [Warren, 1987] Р - 8 кбар, Т = 850-920°С, Хсоз <03 Eq Ал - 84 I - Andr6, Orsïi II - Andri, Gib7j

Восточная Антарктика, горы принца Чарльза [FlUsimons, 1994] Р = 7 кбар, Т = 850'С, Хсо2 = 0 3-0 5 Eq An - 79 I Andrit, GrS7i. II - Andru Grs»,

Индия, Кодуру [Sivaprakash, 1981] Р = 6 кбар, Т = 700°С Hq An = 67-71 I - Andr45 Grsji II Andrw GrS4,

Шри-Ланка [Maihavan, 2001] Р = 9 кбар, Т = 875-900°С, Хсо2 <03 Eq An = 72 I - Andr6 GrsgT II - Andru Отец

Индия, Анакапалл [Sengupta, 1997] Р = 8 4 кбар, Т == 900°С, Хсог <0 58 Eq An = 74-75 I - Andr«Grsso II - Andr« GrSis

Слюдянскнй кристаллический комплекс Р = 6 кбар, Т -- 700-750°С, Хсог < 0 25 Eq An - 60-77 I-AndrjtjjGrsn-ji II - чистый гроссуляр

Волластонитовыг скарны. Формирование известковых волластонитовых скарнов протекало с резким перераспределением петрогенных, редких и редкоземельных элементов. Оно контролировалось тремя главными факторами: составом субстрата, термодинамическими условиями (Р, Т, Хфл), обменом петрогенных, редких и летучих компонентов в системах порода-флюид-порода при контактово-диффузионных и инфильтрационных процессах взаимодействия известковистых и силикатных пород, а также с закономерным изменением во времени состава воздействующих флюидов.

Процесс скарнообразования протекал при постоянно изменяющихся параметрах метасоматоза: зональные зерна и агрегаты гранатов, отвечающие начальной стадии формирования скарновых тел, отражают специфику изменения состава флюида и физико-химических параметров на данном этапе, состав граната реакционных кайм отражает позднюю стадию снижения температуры.

Типоморфный минеральный состав главных типов известковых скарнов отвечает пироксен-гранат-волластонитовой и пироксен-гранатовой температурным фациям и соответствует диапазону температур 500-600° С. Экспериментальные исследования показали, что чистый гроссуляр синтезируется при во флюиде < 0.03, с увеличением содержания андрадитовой составляющей в гранате область синтеза граната расширяется в сторону больших Хсог.

Ретроградные изменения в известковых скарнах слюдянского комплекса проявлены в виде новообразованных гроссуляровых кайм вокруг зерен волластонита, скаполита, пироксена, каймами вторичного кварца вместе с гроссуляром, амфиболизации клинопироксенов, образования эпидот-клиноцоизита. Подобные реакционные взаимоотношения являются следствием уменьшения температуры и мольной доли СОг во флюиде до очень низких значений, учитывая почти чисто гроссуляровый состав граната в поздних каймах.

Таким образом, метаморфогенная природа (прогрессивный этап) формирования пластовых волластонитсодержащих скарноидов слюдянского комплекса определяет время их образования и отвечает возрасту гранулитового метаморфизма. Образование гранулитовых комплексов, характеризующихся подобными IBC-трендами, как правило, связывается с коллизионными процессами

с последующим растяжением коры. Становление редкоземельных пегматитов [Резницкий и др., 2000] и скарновых волластонитовых месторождений фиксирует уже собственно постколлизионную стадию и вывод комплекса на гипабиссальный уровень, завершивший его орогенную эволюцию.

заключение

На основании комплексного изучения волластонитсодержащих пород Южного Прибайкалья можно сделать следующие выводы:

1. Формирование близких по минеральным ассоциациям волластонитсодержащих пластовых известково-силикатных пород и известковых скарнов связано с различными разорванными во времени процессами. Образование первых происходило при изохимичном метаморфическом преобразовании благоприятного субстрата в определенных структурно-тектонических зонах, вторых - при инфильтрационном метасоматозе.

2. Дометам'орфический протолит пластовых известково-силикатных пород харагольской свиты имел гетерогенную природу. Его основу составляла пирокластика андезитового состава с варьирующей примесью хемогенного карбонатного и терригенного материала. Формирование палеобассейна «харагольского» времени происходило в обстановке активной континентальной окраины андийского типа. Протолит волластонитсодержащих скарноидов, как правило, обеднен вулканокластикой и отличается повышенной известковистостью и содержанием кремнезема. Накопление протолита происходило в периоды ослабления вулканизма и каластогенной седиментации, при возрастании роли аквагенной седиментации и эксгаляционных источников.

3. Проходные (однотипные) минералы скарноидов и скарнов имеют значимые типохимические отличия. Состав первых в большей степени лимитируется валовым составом протолита, что характерно для кристаллизации в условиях закрытых систем при постоянных Р-Т параметрах. Состав скарновых минералов в большей мере определялся меняющимися во времени интенсивными физико-химическими параметрами и составом флюида.

Типохимические особенности основных проходных минералов (пироксен, скаполит, фанат) волластонитсодержащих скарнов и скарноидов могут успешно использоваться в качестве индикаторов генетического типа и для расшифровки условий образования пород.

4. Посткульминационные события в волластонитсодержащих скарнах и скарноидах имели различную направленность. Начальные ретроградные процессы в скарноидах протекали при высокотемпературной декомпрессии, со снижением Рсо2, сменившейся во времени изобарическим охлаждением. Поздние преобразования в волластонитовых скарнах связаны с постепенным снижением температуры и уменьшении мольной доли во флюиде до очень низких значений.

Список опубликованных работ по теме диссертации I. Школьник С.И. Сравнительный анализ петро- и геохимических особенностей волластонитовых и безволластонитовых пород харагольской свиты (Слюдянский кристаллический комплекс). // Геология и геодинамика Евразии. М-лы XVIII Всероссийской молодежной конференции. Иркутск: ИЗК СО РАН. 1999. С. 40-41.

2. Школьник С.И. Первичная природа и палеогеодинамические обстановки накопления протолита харагольской свиты (Слюдянский кристаллический комплекс, Ю. Прибайкалье). // Геология и геодинамика Евразии. М-лы XVIII Всероссийской молодежной конференции. Иркутск: ИЗК СО РАН. 1999. С. 86-87.

3. Школьник С.И. Слюдянская волластонитовая провинция (Южное Прибайкалье): история открытия, проблемы генезиса и перспектив. // М-лы 6 научной студенческой школы: Металлогения древних и современных океанов-2000. Открытие, освоение месторождений. Миасс: Имин УрО РАН. 2000. С 277-282.

4. Резницкий Л.З., Школьник С.И., Левицкий В.И. Сопоставительный петрогеохимический анализ метаморфогенных волластонитовых пород (скарноидов). // Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы. М-лы 2 Всерос. петрографического совещания Сыктывкар: Геопринт. 2000. С. 203-205.

5. Школьник С.И., Резницкий Л.З., Левицкий В.И. Первичная природа и условия формирования отложений харагольской свиты (юг Восточной Сибири). // М-лы к 1-му Всерос. литологическому совещанию. М.: ГЕОС. 2000. С. 419-422.

6. Школьник С.И., Некрасова Е.А., Резницкий Л.З. Генетический тип волластонита как один из критериев прогнозирования. Минералогия России. // Тез. докл. Годичного собрания Минералогического общества при РАН, посвященного 300-летию Горно-геологической службы России. Санкт-Петербург, 2000. С. 270-272.

7. Школьник С.И. Сравнительный анализ волластонитсодержащих известково-силикатных пород и скарнов Южного Прибайкалья на основе петро-геохимических данных. // Междисциплинарные исследования в Байкальском регионе. Иркутск. ИГ СО РАН. 2001. С. 98-100.

8. Школьник С.И. Модель формирования осадочных палеобассейнов Южного Прибайкалья. // М-лы XIX Всероссийской молодежной конференции: Строение литосферы и геодинамика. Иркутск: ИЗК СО РАН. 2001. С. 152-154.

9. Школьник С.И. Редкоземельные элементы в известково-силикатных волластонитсодержащих породах. // М-лы XIX Всероссийской молодежной конф. Строение литосферы и геодинамика. Иркутск: ИЗК СО РАН. 2001. С. 154-156.

10. Школьник С.И. Соотношение вулканогенных и осадочных процессов в формировании протолитов известково-силикатных гнейсов и волластонитовых скарноидов Южного Прибайкалья. // Терригенные последовательности Урала и сопредельных территорий: седименто- и литогенез, минерагения. М-лы 5 Уральского регионального литологического совещания. Екатеринбург. ИГГ УрО РАН. 2002. С. 238-240.

11. Школьник С.И. Минеральные ассоциации волластонитовых скарнов и их редкоэлементная характеристика. // М-лы Всероссийской научной конференции посвященной 10-летию РФФИ. Иркутск. ИЗК СО РАН. 2002. С. 473-476.

12. Школьник С.И. Геохимические особенности уграндитовых гранатов как генетический индикатор. // Тез. докл. первой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск. 2002. С. 172-173.

13. Школьник С.И., Резницкий Л.З., Левицкий В.И. Геохимические маркеры вулканогенно-осадочных отложений Южного Прибайкалья и их использование для геодинамических реконструкций. // Генетический формационный анализ

осадочных комплексов фанерозоя и докембрия. М-лы 3-го Всероссийского литологического совещания. Москва. Московский университет. 2003. С. 185-187.

14. Резницкий Л.З., Школьник С.И., Левицкий В.И. Палеогеодинамическая обстановка накопления протолитов метаморфических толщ Слюдянского комплекса. // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). М-лы научного совещания по Программе фундаментальных исследований. Иркутск. 2003. С. 206-209.

15. Резницкий Л.З., Школьник С.И., Некрасова Е.А. Волластонит Южного Прибайкалья. // Отечественная геология. 2003. № 1. С. 59-65.

16. Школьник С.И., В.П.Ковач, Л.3.Резницкий, Н.Ю.Загорная. 8ш-№ возраст волластонитовых скарнов Южного Прибайкалья. // Геология и геофизика. 2004. № 7. С. 975-978.

17. Резницкий Л.З., Школьник С.И., Левицкий В.И. Геохимия известково-силикатных пород харагольской свиты (Южное Прибайкалье). // Литология и полезные ископаемые. 2004. № 2. С. 1-14.

18. Школьник С.И. Редкие элементы в гранатах уграндитового ряда из метаморфических и метасоматических пород. // Минералогия во всем пространстве сего слова. Тез. докл. X съезда Российского Минералогического общества. СПб. 2004. С 179-180.

19. Школьник С.И. О некоторых особенностях ретроградных преобразований в известково-силикатных породах Слюдянского комплекса. // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). М-лы научного совещания по Программе фундаментальных исследований. Иркутск. ИГ СО РАН. 2004. С. 162-164.

Подписано к печати 18.04.05. Формат 60X84 1/8. Печать RISO. Уч.-изд. л. 1.2. Усл. печ. л. 1.4. Тираж 100 экз. Заказ № 404. Отпечатано типографией ИЗК СО РАН. 664033 Иркутск, ул. Лермонтова, 128.

föoo

Г" с

19 май 2005 ¿ <>

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Школьник, Светлана Ивановна

Введение.

Глава 1. Слюдянская волластонитовая провинция: особенности геологического строения, типы волластонитсодержащих пород и проблемы их генезиса

1.1 Общая характеристика Слюдянского комплекса.

1.2 Типы волластонитсодержащих пород.

1.2.1 Карбонатный тип.

1.2.2 Скарноидный тип.

1.2.3 Скарновый тип.

1.3 Проблема генезиса волластонитсодержащих пород.

1.4 О возрасте волластонитовых пород Южного Прибайкалья.

Глава 2. Геохимия известково-силикатных пород харагольской свиты: природа и палеогеодинамическая обстановка накопления протолита

2.1 Петрогеохимическая характеристика и первичная природа слоистых известково-силикатных пород харагольской свиты.

2.2 Условия формирования протолита известково-силикатных пород харагольской свиты.

Глава 3. Сопоставительный петрогеохимический анализ волластонитовых и безволластонитовых скарноидов и скарнов

3.1 Обоснование возможности проведения сопоставительного анализа.

3.2 Петрогеохимические особенности волластонитовых скарнов.

3.3 Сопоставительный петрогеохимический анализ скарнов и скарноидов.

Глава 4. Типохимизм некоторых минералов скарнов и скарноидов

4.1 Минеральные ассоциации известковых волластонитовых скарнов.

4.2 Минеральные ассоциации волластонитовых скарноидов.

4.3 Типохимические особенности минералов скарнов и скарноидов.

4.3.1 Пироксены скарнов и скарноидов.

4.3.2 Скаполиты скарнов и скарноидов.

4.3.3 Уграндитовые гранаты.

Глава 5. Генетические особенности волластонитовых скарнов и скарноидов Слюдянского комплекса

5.1 Условия образования волластонитсодержащих скарноидов.

5.2 Условия формирования известковых волластонитовых скарнов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Волластонитовые скарны и скарноиды Южного Прибайкалья"

АКТУАЛЬНОСТЬ ПРОБЛЕМЫ

Волластонит является ценным полезным ископаемым, главные области применения которого можно определить как производство обширного спектра силикатных и композиционных материалов. При непрерывном расширении областей применения волластонитовой продукции мировое производство природного волластонита неуклонно возрастает [Fattan, 1994; Wollastonite, 1998; Rieger, Virta, 1999]. При этом, все крупные и подготовленные к эксплуатации месторождения волластонита бывшего СССР находятся в странах СНГ, хотя в последние годы намечалось освоение месторождений Горного Алтая. Как правило, все детально разведанные месторождения волластонита относятся к скарновому типу. До 40-50-х годов волластонит вообще считался типоморфным минералом контактовых известковых скарнов, а после классических работ Д.С. Коржинского по фациям глубинности, исходивших из предпосылки о прямой пропорциональной зависимости давления углекислоты от глубины, волластонит был отнесен к абиссофобным минералам, и его образование в глубинных высокоградных метаморфических комплексах считалось невозможным.

Однако во второй половине 20-го века участились находки волластонитовых пород вне контактов с интрузивами. Абсолютное большинство таких пород было обнаружено в высокоградных (преимущественно уровня гранулитовой фации) метаморфических комплексах [Кицул, 1973; Oliverza et al., 1976; Шепелев, 1979; Sivaparkash, 1981; Valley et al., 1983; Sharma et al., 1984;Warren et al., 1987; Motoyoshi et al., 1991; Stephenson et al, 1997; Таран, 1997; Satish-Kumar, Harley, 1998; Mathavan, Fernando, 2001 и мн. др.]. Масштабы их развития невелики и в подавляющем большинстве подобные пластовые волластонитсодержащие породы обладают структурно-текстурными признаками параметаморфитов, а по валовому химическому составу являются известково-алюмосиликатными ("мергелистыми"). Минеральные ассоциации включают минералы, типичные для известковых скарнов - клинопироксены ряда диопсид-геденбергит, уграндитовые гранаты, скаполит. Такие породы Д.С. Коржинский предложил называть скарноидами, подчеркнув их отличие от контактовых скарнов (или неопределенность генетической природы). Общим правилом для всех метаморфических комплексов со скарноидными волластонитсодержащими породами являлось присутствие в их пределах и пород с альтернативными кварц-кальцитовыми парагенезисами.

В Слюдянской провинции месторождения и проявления волластонита представлены двумя ведущими генетическими группами - скарновыми (гидротермально-метасоматическими) и метаморфическими. Первые относятся к формации малоглубинных известковых скарнов, вторые включают два четко различающихся литопетрографических типа - карбонатный и скарноидный.

Генетическая природа скарновых проявлений и месторождений никогда не вызывала сомнений. Трудно оспаривать и метаморфогенную природу волластонитовых пород карбонатного типа, поскольку контактовых скарнов такого состава практически не встречается. А вот относительно генетической принадлежности пластовых волластонитсодержащих известково-алюмосиликатных пород, минеральные парагенезисы и составы минералов которых близки или идентичны типичным контактовым известковым скарнам, развивалось, минимум, три точки зрения.

По первой и второй происхождение пластовых известково-силикатных пород с волластонитом связывается с изохимичным метаморфическим преобразованием исходных протолитов в прогрессивную, либо в постпрогрессивную стадию. Рядом исследователей возможность образования волластонита при изохимичном метаморфизме вообще отрицается, по их представлениям образование волластонитсодержащих парагенезисов в метаморфических толщах связывается с более поздними постметаморфическими процессами, протекавшими с привносом вещества, т.е. с метасоматическим преобразованием метаморфических пород. Существует ряд работ [Перцев, 1977; Шепелев, 1979; Кузнецова, 1981; Васильев и др., 1981;

Левицкий, Петрова, 1984; Левицкий 2000] сторонников и метаморфического и метасоматического происхождения пластовых волластонитсодержащих известково-силикатных пород слюдянского комплекса, генезис которых остается дискуссионным.

Известно, что волластонит в парагенезисах метаморфических пород относится к числу минералов-индикаторов флюидного режима ввиду сильной зависимости реакций его образования от парциального давления СО2. Пластовые известково-силикатные породы с волластонитом часто используются для реконструкции термодинамических параметров регионального метаморфизма, но принадлежность таких пород к продуктам изохимичного метаморфизма принимается априорно.

Сопоставительный петрогеохимический и минералогический анализ (петрогеохимия пород и типохимизм проходных минералов) близких по валовому химическому составу и минеральным ассоциациям (исключая волластонит), т.е. волластонитовых и, чередующихся с ними в разрезах и по латерали, безволластонитовых известково-алюмосиликатных пород позволит выявить закономерности геохимической специфики сравниваемых групп и установить, связаны ли они с различием составов протолитов, или с метасоматическим преобразованием последних. Эталоном при этом служат развитые в том же комплексе известковые скарны, имеющие тот же набор минеральных ассоциаций и развитые по субстрату этих же пород.

Проблема важна и в прикладном и в теоретическом отношении. Если волластонитовые скарноиды являются продуктом изохимичного метаморфизма, то волластонитсодержащие парагенезисы можно использовать для оценок Р-Т-X параметров регионального метаморфизма, особенно флюидного режима, а сами породы - для реконструкции состава протолитов и палеогеодинамических обстановок их накопления. В прикладном аспекте идентификация пород как метаморфитов или, напротив, стратиформных метасоматитов, диктует разный подход к прогнозным оценкам и поисковым критериям.

ЦЕЛЬ И ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЯ

Цель работы состояла в выявлении генетической природы волластонитовых скарноидов и выработке критериев распознавания волластонитсодержащих метаморфитов и метасоматитов.

Основные задачи, на пути к достижению поставленной цели, заключались:

1. в определении первичной природы известково-силикатных пород харагольской свиты, вмещающей все значительные проявления волластонитсодержащих скарноидов и скарнов, при помощи геологических и петрогеохимических методов, реконструкции составов протолитов и условий их формирования, путем сопоставления с эталонными объектами различных геодинамических обстановок.

2. в проведении сопоставительного анализа между пластовыми известково-силикатными породами с волластонитовыми и безволластонитовыми парагенезисами в одной толще с использованием петрогенных, редких и редкоземельных элементов.

3. в установлении петрогеохимических и минералого-геохимических отличий между волластонитовыми скарнами и скарноидами и в выработке геохимических и минералогических критериев распознавания волластонитсодержащих метаморфитов и метасоматитов.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА РАБОТЫ

Для известково-силикатных волластонитсодержащих пород Южного Прибайкалья впервые было выполнено комплексное петрогеохимическое и минералогическое изучение. Наиболее важные результаты исследований:

1. Получены геохимические и минералогические критерии, позволяющие распознавать генетически различные волластонитсодержащие породы: метаморфические и метасоматические. Установлена изохимичность процесса образования волластонитсодержащих скарноидов.

2. Выявлены закономерные различия в составе протолита пластовых известково-силикатных пород с волластонитовыми и безволластонитовыми парагенезисами.

3. Установлены типохимические особенности общих (проходных) минералов скарнов и скарноидов, позволяющие различать эти генетические типы пород.

4. Определены возраст скарновых месторождений волластонита и их позиция в шкале структурно-вещественной эволюции слюдянского комплекса.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ

Первичные фактические материалы по Слюдянскому кристаллическому комплексу были предоставлены научным руководителем к.г.-м.н. Л.З.Резницким из собственной коллекции и из коллекций к.г.-м.н. В.Н.Вишнякова и к.г.-м.н. Е.П.Васильева, собранных в ходе детального картирования и поисково-разведочных работ, которые были дополнены автором в полевые сезоны 1999-2000 г.г. В ходе выполнения работы были изучены более 500 шлифов различных типов волластонитсодержащих пород, использованы аналитические материалы, предоставленные Л.З.Резницким и В.И.Левицким, а также выполненные дополнительно, включающие определения петрогенных компонентов в 400, редких элементов в 300 и полного спектра редкоземельных элементов в 15 пробах пород.

В работе используются около 300 микрозондовых анализов породообразующих минералов, выполненных в БГИ СО РАН и ИГГД РАН. Более чем 50 монофракций уграндитовых гранатов из различных генетических типов пород слюдянского комплекса проанализировано на редкие и порядка 25 монофракций на редкоземельные элементы. Определение возраста скарнов Sm-Nd методом по минералам проведено в ИГТД РАН.

Содержания петрогенных компонентов в породах определены методами классической "мокрой химии" и рентгеноспектральным; в последнем случае определение летучих и соотношения FeO и РегОз производилось с помощью химического анализа (аналитики Бондарева Г.В., Лахно Т.А., Комарова Л.В.). Концентрации редких элементов определены методиками оптического спектрального, рентгенофлуоресцентного и атомно-абсорбционного анализов; ряд редких элементов параллельно определялся разными методами, показавшими хорошую сходимость результатов. Все анализы выполнены в лабораториях Института геохимии ( аналитики Алтухова Л.В., Уфимцева М.Н., Шигарова С.И.) и Института земной коры СО РАН (аналитики Володина Н.Н., Воротынова Л.В., Наумова А.В., Худоногова Е.В., Черкашина Т.Ю., Щербань В.В.).

Полные спектры редкоземельных элементов (РЗЭ) определены методом ICP-MS в аналитическом центре коллективного пользования ИНЦ СО РАН (аналитики Пантеева С.В., Маркова В.В., Масловская М.Н.) на приборе "Plasma Quad PQ2" с использованием международных стандартов.

В основу диссертации положены результаты работы автора в Институте земной коры по теме «Геологические индикаторы эволюции складчатых и перикратонных систем Восточной Сибири», а так же в рамках исследований по проектам РФФИ 99-05-65634 (рук. Беличенко В .Г.), 01-05-06059 (конкурс мае, рук Школьник С.И.), 02-05-64194 (рук. Левицкий В.И.) и 02-05-65329 (рук. Резницкий Л.З)

НАУЧНАЯ И ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ

Исследование петрогеохимических и минералого-геохимических особенностей волластонитсодержащих пород позволяет решить вопрос о генезисе волластонитовых скарноидов. Установление геохимических и минералогических критериев распознавания воластонитсодержащих скарнов метаморфитов позволит применить их для подобных, развитых во многих гранулитовых комплексах, пород. Определение волластонитсодержащих скарноидов как метаморфитов позволяет использовать их для реконструкции Р-Т-Х трендов метаморфизма и дает теоретическую основу для прогнозных оценок и поисковых критериев месторождений подобного типа.

Полученная детальная геохимическая и минералогическая характеристика волластонитовых пород (руд) будет учтена и использована при обосновании промышленного освоения и эксплуатации месторождений Слюдянской провинции.

Палеореконструкция протолита метаморфических толщ слюдянского комплекса и геодинамических условий их накопления способствует разработке модели формирования континентальной коры в складчатом обрамлении Сибирского кратона.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Состав протолита известково-силикатных пород харагольской свиты, вмещающей все значительные проявления волластонитсодержащих пород, отвечает туффоидам разной степени известковистости. Формирование палеобассейна «харагольского» времени происходило в обстановке активной континентальной окраины андийского типа.

2. Волластонитсодержащие скарноиды по комплексу петрогеохимических и минералогических критериев отличаются как от безволластонитовых кристаллосланцев, так и волластонитовых скарнов. Образование пластовых волластонитсодержащих скарноидов происходило изохимично, без привноса или выноса вещества, не считая СО2 и Н20, в процессе регионального метаморфизма.

3. Систематические отличия геохимической специфики волластонитовых и чередующихся с ними в разрезах безволластонитовых кристаллосланцев связаны с различным составом протолитов. Протолит первых, отличался повышенной известковистостью и содержанием кремнезема, и при равных Р-Т условиях был более благоприятен для протекания реакций волластонитообразования.

4. Проходные минералы волластонитовых скарнов и пластовых скарноидов различны по типохимизму, свидетельствуя о различном генезисе пород. Состав минералов скарноидов сильнее связан с составом протолитов, ю что характерно для кристаллизации в условиях закрытых систем; состав скарновых минералов в значительной мере зависит от временной эволюции флюидного режима в ходе инфильтрационного метасоматоза.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ Основные результаты работы представлялись или докладывались на научных совещаниях и конференциях: 6-ой научной школе "Металлогения древних и современных океанов-2000. Открытие, оценка, освоение месторождений" (Миасс, 2000); 2-ом Всероссийском петрографическом совещании Петрография на рубеже XXI века итоги и перспективы. (Сыктывкар, 2000); 1-ом и 3-ем Всероссийских литологических совещаниях (Москва 2000, 2003); на годичных собраниях Минералогического общества при РАН. (Санкт-Петербург, 2000, 2004); Всероссийской научной конференции посвященной 10-летию РФФИ. (Иркутск, 2002) и других. По теме диссертации опубликовано 19 работ.

ОБЪЕМ И СТРУКТУРА ДИССЕРТАЦИИ

Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы. Объем работы составляет 228 страниц, включая 70 иллюстраций, 26 таблиц, в том числе 9 в приложении и список литературы из 128 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Школьник, Светлана Ивановна

Основные выводы.

1. При близком соотношении основных компонентов (андрадита, гроссуляра) в гранатах скарнов и скарноидов наблюдаются существенные различия по содержанию редких и редкоземельных элементов:

- ранние гранаты скарнов оказываются обогащенными Ti, гранаты скарноидов Мп, поздний гранат в обоих случаях по составу близок к гроссуляру, однако тенденции распределения Мп и Ti в них различны

- гранаты скарноидов содержат ряд элементов (Сг, Ва), отсутствующих в гранатах скарнов

- гранаты скарнов отличаются от гранатов скарноидов аномально высоким содержанием Zr и повышенным Sn и РЗЭ, при низких Sm/Nd отношениях

2. Содержание Сг в гранатах скарноидов зависит от состава вмещающих пород, а концентрации Ti, Zr, Со, V, Sc и Мп определяются параметрами метаморфизма.

3. Широкий диапазон содержания редких элементов, а также нарушение корреляционных взаимоотношений между элементами является основной чертой присущей гранатам метасоматических пород.

В целом, сравнивая типохимические особенности проходных минералов скарнов и скарноидов, можно заключить, что для минералов скарноидов сильнее выражена связь с составом протолитов, а минералов скарнов - с эволюцией во времени физико-химических параметров, особенно флюидного режима. Иначе говоря, типохимизм минералов скарноидов в большей мере отвечает кристаллизации в условиях закрытой системы (изохимичный метаморфизм), а минералов скарнов - кристаллизации в открытой системе, в условиях эволюционирующего во времени флюидного режима (метасоматоз).

Глава 5. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ВОЛЛАСТОНИТОВЫХ СКАРНОВ И СКАРНОИДОВ СЛЮДЯНСКОГО КОМПЛЕКСА

5.1 УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ВОЛЛАСТОНИТСОДЕРЖАЩИХ СКАРНОИДОВ

Проведенные исследования всей совокупности пластово-слоистых известково-силикатных пород харагольской свиты и метасоматитов указали на отсутствие признаков аллохимической проработки в первых. Ряд выделенных критериев позволяет заключить, что скарноиды не являются метасоматическими породами. В то же время было показано (гл. 2), что наряду с имеющимся сходством между волластонитсодержащими скарноидами и их безволластонитовыми аналогами, по ряду петрогеохимических критериев существуют и четкие различия.

Акцентируем внимание на этих различиях. В волластонитовых породах более заметны признаки гипергенной дифференциации (прямая корреляция А^Оз-ТЮг), что сближает их со специфичными марганцевыми породами [Конева и др., 1998]. Помимо этого волластонитовые породы близки марганцевым и по эпизодически повышенным содержаниям серы и максимальным значениям Си (до 100 г/т) и Zn (до 180 г/т) (см. табл. 2.1), что указывает на сходство условий седиментации. Для пород с волластонитовыми парагенезисами, относительно безволластонитовых, характерны пониженные концентрации Ni, V, Сг, Sc и повышенные Си, Sn, Ва и в какой-то мере Sr, т.е. слабее выражены или отсутствуют геохимические особенности, характерные для примесей пород основного состава.

Дополнительное тестирование для волластонитсодержащих и безволластонитовых известково-алюмосиликатных метаморфитов было проведено на основе анализа содержаний РЗЭ. Для этого среди волластонитсодержащих пород были отобраны пробы с различным содержанием кальцита, граната и сфена, а из безволластонитовых - близкие к ним по минералого-петрографическим признакам (табл. 5.1).

148

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Школьник, Светлана Ивановна, Иркутск

1. Александров С.М. Генезис и минеральный состав известковых скарнов прогрессивного и регрессивного этапов метасоматизма. // Геохимия. 2002. №3. С. 281-297.

2. Беличенко В.Г., Скляров Е.В., Добрецов Н.Л., Томуртогоо О. Геодинамическая карта Палеоазиатского океана. Восточный сегмент. // Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С. 29-41.

3. Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М. Наука, 1988. - 248 с.

4. Боос Р.Г. Палеозой Тункинских гольцов Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1991. 144 с.

5. Васильев Е.П., Резницкий JI.3., Вишняков В.Н., Некрасова Е.А. Слюдянский кристаллический комплекс. Новосибирск: Наука, 1981 а. 196 с.

6. Васильев Е.П., Вишняков В.Н., Резницкий JI.3. Несогласие в раннем докембрии Южного Прибайкалья // Геология и геофизика. 1981 б. № 10. С. 131-137.

7. Васильев Е.П., Резницкий JI.3., Бараш И.Г. Палеогеодинамика Хамар-Дабана (юг Восточной Сибири). // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Т. 1. М.: ГЕОС, 1998. С. 90-93.

8. Васильев Е.П., Резницкий JI.3., Бараш И.Г. Геология и метаморфическая зональность Северо-Восточного Прихубсугулья // ДАН. 1999. Т. 367. №4. С. 517-521.

9. Виноградов А.П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры // Геохимия. 1962. № 7. С. 555-571.

10. Вишняков В.Н. Волластонитовые породы слюдянской кристаллической толщи. // Докл.АН СССР. 1972. Т. 204, № 6, С. 1446-1448.

11. Вишняков В.Н., Резницкий JI.3. Слюдянская волластонитоносная провинция (Южное Прибайкалье).-В кн.: Динамика земной коры в Восточной Сибири. Новосибирск: Наука. 1978. С. 63-66.

12. Вишняков В.Н., Резницкий Л.З., Васильев Е.П. Критерии отличия метаморфических и скарновых месторождений волластонита. / Проблемы метасоматизма и рудообразования Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1985.

13. Волластонит. / Под ред. В.П. Петрова. М.: Наука, 1982. 112 с.

14. Геохимия древних толщ Севера Урала. / Отв. ред. академик Н.П.Юшкин. Сыктывкар: Геопринт. 2002. 333 с.

15. Граменицкий Р.Н., Аранович Л.Я., Кононов О.В. Скарны Тырныауза, минеральные ассоциации и физико-химические условия образования. // Вестник Московского университета. 1976. № 1. С. 51-62.

16. Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Т. 2. М.: Мир, 1965.406 с.

17. Добрецов H.JL, Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П., Кутолин В.А. Породообразующие пироксены. М.: Наука, 1971. 454 с.

18. Другова Г.М., Щеглова Т.П., Скублов С.Г. и др. К геохимии гранатов в метаморфических породах. // ЗВМО. 1998. № 2. С. 72-83.

19. Другова Г.М., Скублов С.Г. Зональные гранаты гнейсов как результат неоднократного высокотемпературного метаморфизма в лапландском гранулитовом поясе. // ЗВМО. 2000. № 6. С. 79-87.

20. Другова Г.М., Скублов С.Г., Вревский А.Б., Козлов Н.Е. Распределение редкоземельных элементов в гранатах Лапландского гранулитового пояса и сопредельных территорий. // Геохимия. 2001. № 2. С. 232-237.

21. Злобин В.Л. Геология карбонатно-гнейсового комплекса анабарского щита. Автореф. канд. дис. Москва. 1993. 25 с.

22. Зоненшайн JI.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1993.192 с.

23. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Турутанов Е.Х. и др. Байкало-Монгольский геотрансект. //Геология и геофизика. 1994. № 7-8. С. 94-110.

24. Кицул В.И. Волластонитсодержащие парагенезисы в метаморфических породах гранулитовой фации Алданского щита. // Петрология гранулитовой фации алданского щита. М.: Наука. 1973. С. 87-95.

25. Коваль П.В., Гэрэл О. Вулканогенные ассоциации районов медно-порфирового оруденения Монголо-Охотской внутриконтинентальной подвижной зоны. // Геохимия вулканитов различных геодинамических обстановок. Новосибирск: Наука. 1986.

26. Конева А.А., Макрыгина В.А., Резницкий JI.3. Гондиты в метаморфических толщах Прибайкалья. Литология и полезные ископаемые // Литология и полезные ископаемые. 1998. № 1. С. 93-102.

27. Д.С.Коржинский. Очерк метасоматических процессов. // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд. Акад. Наук СССР. 1955. С. 335-453

28. Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Резницкий Л.З. и др. О возрасте метаморфизма Слюдянского кристаллического комплекса (Южное Прибайкалье): результаты U-Pb геохронологических исследований гранитоидов // Петрология. 1997. Т. 5. № 4. С.380-393.

29. Кузнецова Ф.В. Гранулитовый комплекс Юго-Западного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1981. 182 с.

30. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука, 1985. 200 с.

31. Кэри С., Сигурдссон X. Модель вулканогенной седиментации в окраинных бассейнах. // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир. 1987. С. 65-102.

32. Керрик Д.М., Гент Е.Д. Проблемы физ.-хим. петрол. Состояние флюида и растворов, метасоматоз, рудообраз. Т. 2. М. 1979. С. 32-52.

33. Левицкий В.И. Карбонатные породы и метасоматиты Шарыжалгайской серии в прибрежной полосе озера Байкал. // Ежегодник -1973 СибГЕОХИ. Новосибирск: Наука. 1974. С. 159-163.

34. Левицкий В.И., Петрова З.И., Иванов В.Г., Лаврентьев Ю.Г. Особенности химического состава скаполитов Прибайкалья. // Минералогический журнал. 1985. Т. 7. № 6. С. 46-55.

35. Левицкий В.И. Типизация метасоматитов докембрийской континентальной коры. // ЗВМО. 1998. № 2. С. 26-40.

36. Левицкий В.И. Геохимия метасоматоза и его роль в формировании континентальной коры. Автореф. докт. дис. Иркутск. 2000. 56 с.

37. Леснов Ф.П. Закономерности распределения редкоземельных элементов в гранатах. // ЗВМО. 2002. № 1. С. 79-99.

38. Литогеодинамика и минерагения осадочных бассейнов. / под ред. А.Д.Щеглова. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1998. 480 с.

39. Макрыгина В.А., Смирнова Е.В. Редкоземельные элементы в минералах Миня-Абчадского мигматитового комплекса (Северное Прибайкалье). Геохимия. 1984. № 9. С. 1293-1307.

40. Макрыгина В.А., Петрова З.И., Гантимурова Т.П. Андезитовый магматизм и его место в геологической истории Приольхонья (Западное Прибайкалье). // Геохимия. 2000. № 12. С. 1266-1279.

41. Меланхолина Е.Н. Типы задуговых бассейнов Востока Азии: тектонические, магматические и геодинамические аспекты. // Геотектоника. 1998. № 6. С. 34-50.

42. Меняйлов И.А., Никитина Л.П. О поведении серы и хлора в фумарольных газах перед усилением активности вулканов. // Вулканизм и геохимия его продуктов. М.: Наука. 1967. С. 72-81.

43. Мигдисов А.А. О соотношении титана и алюминия в осадочных породах. // Геохимия. 1960. № 2. С. 149-164.

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

45. Мыскова Т.А. Глиноземистые гнейсы Беломорья (химический состав, происхождение, условия формирования). Автореф. канд. дис. Санкт-Петербург. 2001. 24 с.

46. Неелов А.Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. Л.: Наука, 1980. 100 с.

47. Некрасова Е.А., Резницкий Л.З., Ущаповская З.Ф., Таскина Н.Г. Минералы и парагенезисы метаморфических марганцевых пород Слюдянки (Южное Прибайкалье). // Минералы и минеральные ассоциации Восточной Сибири. Иркутск. 1977. С. 7-30.

48. Оберг Г., Агирре Л., Леви Б., Нистрем Дж.О. Прогибание и образование энсиалических окраинных бассейнов в результате спрединга на примере раннемеловых структур центральной области Чили. // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 288-304.

49. Перцев Н.Н. Высокотемпературный метаморфизм и метасоматизм карбонатных пород. М.: Наука, 1977. 252 с.

50. Перцев Н.Н., Щеки на Т.И. Специфика режима С02 при образовании волластонита среди гранулитовых толщ докембрия. // Докембрий. Междунар. Геол. конгресс, 26 сессия. Докл.сов.геол. М. 1980. С.61-66.

51. Петрова З.И., Левицкий В.И. Основные кристаллические сланцы в гранулито-гнейсовых комплексах Сибирской платформы и их первичнаяприрода. // Геохимия вулканитов различных геодинамических обстановок. -Новосибирск: Наука. 1986. 180 с.

52. Петрова З.И., Левицкий В.И. Петрология и геохимия гранулитовых комплексов Прибайкалья. Новосибирск: Наука. 1984. 200 с.

53. Петрова З.И., Резницкий Л.З., Макрыгина В.А. Геохимические параметры метатерригенных пород слюдянской серии как индикаторы источника и условий формирования протолита (Юго-Западное Прибайкалье) // Геохимия. 2002. № 4. С.399-410.

54. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. JL: Наука, 1980. 152 с.

55. Резницкий Л.З. Скаполиты из магнезиальных скарнов Слюдянки. // Минералы и минеральные ассоциации Восточной Сибири. Иркутск. 1977. С. 31-43.

56. Резницкий Л.З. Условия формирования флогопитоносных жил (Слюдянские месторождения, Южное Прибайкалье). Автореф. канд. дис. Иркутск. 1980. 25 с.

57. Резницкий Л.З. Рудная ванадиево-хромовая минерализация в метакарбонатных породах Южного Прибайкалья как новый генетический тип // РФФИ в Сибирском регионе (земная кора и мантия). Иркутск. 1995. Т. 2. С. 106-107.

58. Резницкий Л.З., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Возраст и продолжительность формирования флогопитовых и лазуритовых месторождений Южного Прибайкалья: результаты U-Pb геохронологических исследований. // Петрология. 2000. Т. 8. № 1. С. 74-86.

59. Розен О.М., Злобин В.Л., Сынгаевский В.Д. Метаморфизованные карбонатные породы гранулитового комплекса Анабарского щита: особенности первичного состава и осадконакопления. // Литология и полезные ископаемые. 1990. № 6. С.72-82.

60. Седова И.С., Саморукова JI.M. Особенности распределения редкоземельных и малых элементов в минералах плутонов С.Приладожья. // ЗВМО. 2002. №6. С. 1-22.

61. Скублов С.Г., Другова Г.М., Вревский А.Б. Редкоземельные элементы в гранатах из пород Лапландского гранулитового пояса. //. ЗВМО. 2001. №1. С. 66-72.

62. Скублов С.Г., Другова Г.М. Исследование зональности метаморфических гранатов на ионном микрозонде. // ЗВМО. 2002. № 3. С. 105-114.

63. Сондерс А.Д., Тарни Дж. Геохимические характеристики базальтового вулканизма в задуговых бассейнах. // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 102-134.

64. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М. Мир, 1988.

65. Шафеев А.А. Докембрий Юго-Западного Прибайкалья и Хамар-Дабана. М.: Наука, 1970. 179 с.

66. Шепелев Ю.Ф. Геология и условия образования месторождений волластонита в региональнометаморфических комплексах. // Геология метаморфических комплексов. Вып. 7. Межвуз. научн. тематич. сборник. Свердловск, 1979.

67. Шмакин Б.М., Ширяева В.А. Спектр редкоземельных элементов и другие особенности состава гранатов из пегматитов Прибайкалья. // Геохимия. 1981. № 1. С. 90-98.

68. Эволюция земной коры в докембрии и палеозое (Саяно-Байкальская горная область) / под ред. Ф.А. Летникова. Новосибирск: Наука, 1988. 161 с.

69. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000.479 с.

70. Andrews R.W. Wollastonite. London. Her Majesty's Stationery Office.1970.

71. Aitken B.G. T-Xco2 stability and phase equilibria of a calcic carbonate scapolite. // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1983. Vol. 47. P. 351-362.

72. Argast S. and Donnelly T.W. The chemical discrimination of clastic sedimentary components // J. Sed. Petrol. 1987. V.57. P. 813-823.

73. Bailey J.C. Geochemical criteria for a refined tectonic discrimination of orogenic andesites. // Chemical Geology. 1981. Vol. 32. P. 139-154.

74. Boulvais P., Fourcade S., Moine B. et al. Rare-earth elements distribution in granulite-facies marbles: a witness of fluid-rock interaction // Lithos. 2000. P. 117-126.

75. Bhatia M.R. Plate tectonics and geochemical compositions of sandstones // J.Geology. 1983. V. 91. P. 611-627.

76. Bhatia M.R., Crook C.A.W. Trace element characteristics of grauwackes and tectonic setting discriminations of sedimentary basins // Contribution Mineral Petrol. 1986. Vol. 92.

77. Cartwright I., Buick I.S. Formation of wollastonite-bearing marbles during late regional metamorphic channelled fluid flow in the Upper Calasilicate Unit of the Reynolds Range Group, central Australia // J. Metamorphic Geol. 1995. Vol. 13. P. 397-417.

78. Condie K.C., Wilks M., Rosen D.M. and Zlobin V.L. Geochemistry of metasediments from the Precambrian Hapshan Series, eastern Anabar Shield, Siberia. // Precembrian Research. 1991. Vol. 50. P. 37-47.

79. Condie K.C. and Sinha A.K. Rare earth and other trace element mobility during milonitization: a comparison of the Brevard and Hope Valley shear zones in the Appalachian Mountains, USA // J. Metamorphic Geol. 1996. Vol. 14. P. 213226.

80. Davis S.R. and J.M. Ferry. Fluid infiltration during contact metamorphism of interbedded marble and calc-silicate hornfels, Twin Lakes area, central Sierra Nevada, California // J. Metamorphic Geol. 1993. Vol. 11. № 1. P. 71-88.

81. Ewart A. Mineralogy and chemistry of modern orogenic lavas some statistics and implication // Earth Planet. Sci. Lett. 1976. V. 31. P. 417-432.

82. Fitzsimons I.C.W. and Harley S.L. Garnet coronas in scapolite-wollastonite calc-silicates from East Antarctica: the application and limitations of activity-corrected grids. // J. Metamorphic Geol. 1994. Vol. 12. P. 761-777.

83. Gerdes M.L., Valley J.W. Fluide flow and mass transport at the Valentine wollastonite deposit, Adirondack Mountains, New York State // J. Metamorphic Geol. 1994. Vol. 12. № 5. P. 589-608.

84. Grant James A. The isocon diagram a simple solution to Gresens, equation for metasomatic alteretion // Economic Geology. 1986. Vol. 81. P. 19761982.

85. Gresens R.I. Composition volume relationships of metasomatism. Chem. Geology. 1967. Vol. 2. P. 47-55.

86. Harley S.L., Buick I.S. Wollastonite-scapolite Assemblages as Indicators of Granulite Pressure-Temperature-Fluid Histories: The Rauer Group, East Antarctica // J. Petrol. 1992. Vol. 33. № 3. P. 623-628.

87. Harley S.L., Santosh M. Wollastonite at Nuliyam, Kerala, southern India: a reassessment of CO2 infiltration and charnockite formation at classic locality // Contribution Mineral Petrol. 1995. Vol. 120. № 1. P.83-94.

88. Hickmott D.D., Shimizu N., Spear F.S., Selverstone J. Trace-element zoning in a metamorphic garnet. // Geology. 1987. V. 15. P. 573-576.

89. Higgins M.D., Beisswenger A, Hoy L.D. Geochemistry and oxygen isotopic composition of the Canton Saint-Onge wollastonite deposit, central Grenville Province, Canada. // Can. J. Earth Sci. 2001. V. 38. № 8. P. 1129-1140.

90. Hoffbauer R., Spiering B. Petrologic phase equilibria and stable isotope fractionations of carbonate-silicate parageneses from granulite-grade rocks of Sri Lanka // Precembrian Research. 1994. Vol. 66. P. 325-349.

91. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites and achondrites I I Earth Planet. Sci. Lett., 1984, v. 67, P.137-150.

92. Jamtveit B. Oscillatory zonation patterns in hydrothermal grossular-andradite garnet: Nonlinear dynamics in regions of immiscibility. // American Mineralogist. 1991. Vol. 76. P. 1319-1327.

93. Jamtveit В., Wogelius R.A., Fraser D.G. Zonation pattern of skarn garnet: records of hudrothermal system evolution. // Geology. 1993. Vol. 21. P. 113-116.

94. Jamtveit B. and Hervig R.L. Constraints on transport and kinetics in hydrothermal systems from zoned garnet crystals. // Science. 1994. Vol. 263. P. 505-508.

95. Makrygina V.A., Petrova Z.I. The importance of geochemical data for geodynamic reconstruction: formation of the Olkhon metamorphic complex, Lake Baikal, Russia//Lithos. 1998. V. 43. P. 135-150.

96. McLennan S.M., Hemming S.R., Taylor S.R. and Eriksson K.A. Early Proterozoic crustal evolution: Geochemical and Nd-Pb isotopic evidence from metasedimentary rocks, southwestern North America // J. Geochimica et Cosmochimica Acta. 1995. Vol. 59, № 6.

97. Mezger K. Geochronology in granulites // in Granulites and crustal evolution (Vielzeuf D. and Vidal Ph., eds.). Kluwer, Netherlands. 1990, P. 451470.

98. Mezger К., Essene E.J., Halliday A.N. Closure temperatures of the Sm-Nd system in metamorphic garnets // Earth Planet. Sci. Lett., 1992, v. 113, P. 397-409.

99. Milke R, Heinrich W. Diffusion-controlled growth of wollastonite rims between quartz and calcite: comparison between nature and experiment // J. Metamorphic Geol. 2002. Vol. 20. № 5. P. 467-480.

100. Miyashiro A. Volcanic rock series in island arcs and active continental margins // Amer. J. Sci. 1974. V. 274. P. 321-355.

101. Morgan B.A. Mineralogy and origin of skarns in the mount Morrison pendant, Sierra Nevada, California// American journal of Science. 1975. Vol. 275. №2. P. 119-142.

102. Motoyoshi Y., Thost D.E., Hensen B.J. Reactions textures in calc-silicate granulites from the Bolingen Islands, Pryds Bay, East Antarctica: implications for the retrograde P-T path // J.metamorphic Geol. 1991. Vol. 9. P. 293-300.

103. Oliveira F., Aurelio M., Francisco R.A. Wollastonit in calc association in granulites facies, Caconde, SP. // Rev. brasil. geocienc. 1976. Vol. 6. № 1. P. 4352.

104. Rottura A., Bargossi G.M., Caggianelli A. et al. Origin and significance of the Permian high-K calc-alcaline magmatism in the central-eastern Southern Alps, Italy. // Lithos. 1998. Vol. 45. P. 329-348.

105. Roser B.R. and Korsch R.J. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using Si02 content and K20/Na20 ratio. // Journal of geology. 1986. Vol. 94. № 5. P. 635-650.

106. Salnikova E.B., Sergeev S.A., Kotov A.B. et al. U-Pb dating of granulite metamorphism in the Sludyanskiy complex, Eastern Siberia. // Gondvana Res. 1998. Vol. 1. № 2. P. 195-205.

107. Sengupta. P, Sanyal S., Dasgupta S. et al. Controls of mineral reactions in high-grade garnet-wollastonite-scapolite-bearing calcsilicate rocks: an example from Anakapale, Eastern Ghats, India // J. Metamorphic Geol. 1997. Vol. 15. № 5. P. 551-564.

108. Satish-Kumar M., Harley Simon L. Reaction textures in scapolite-wollastonite-grossular calc-silicate rock from the Kerala Khondalite Belt, Southern India: evidence for high-temperature metamorphism and initial cooling // Litos. 1998. Vol. 44. P. 83-99.

109. Sivaprakash C. Petrology of Calc-Silicate Rocks from Koduru, Andhra Pradesh, India // Contribution Mineral Petrol. 1981. Vol. 77. p. 121-128.

110. Schwandt C.S., Papike J.J., Shearer C.K. Trace element zoning in pelitic garnet of the Black Hills, South Dakota. // American Mineralogist. 1996. Vol. 81. P. 1195-1207.

111. Sharma R.S., Windley B.F. Mineral parageneses and metamorphic reactions in metasedimentary enclaves from the Archaean Gneiss Complex of north-west India//Mineralogical Magazine. 1984. Vol. 48. № 2. P. 195-209.

112. Shaw R.K., Arima M. High-temperature imprint on calc-silicate granulites of Rayagarda, Eastern Ghats, India; implication for the isobaric cooling path. // Contribution Mineral Petrol. 1996. Vol. 126. p. 169-180.

113. Shoji Т., Marico Т., Ooishi T. Stability of Grandite Garnet in H20-C02 Mixtures at 600°C under 100 Mpa// Mineralogical Journal. 1985. Vol. 12. № 6. P. 260-268.

114. Stephenson N.C.N., Cook N.D.J. Metamorphic evolution of calcsilicate granulites near Battye Glacier, northern Prince Charles Mountains, East Antarctica //J. Metamorphic Geol. 1997. Vol. 15. № 3. P. 361-378.

115. Taylor B.E., Liou J.G. The low-temperature stability of andradite in C-O-H fluids // Amer. Miner. 1978. Vol. 63. № 3-4. P. 378-393.

116. Tetsya S., Tadashi M., Takahisa O. Stability of grandite garnet in H20-C02 mixtures at 600°C under 100 MPa // Miner. J. 1985. Vol. 12. № 6. P. 260-268.

117. Turekian K.K. and Wedepohl K.H. Distribution of the elements in some major units of the earth's crust // Bull. Geol. Soc. of Amer. 1961. Vol. 72. № 2. P. 175-190.

118. Valley J.W., McLelland J., Essene E.J., Lamb W. Metamorphic fluids in the deep crust: evidence from the Adirondacks. // Nature. 1983. Vol. 301. № 5897. P. 226-228.

119. Valley J.W. and James R O'Neil. Fluid Heterogeneity during granulite facies metamorphism in the Adirondacks: stable isotope evidence. // Contribution Mineral Petrol. 1984. Vol. 85. P. 158-173.

120. Whitney P.R., Olmsted J.F. Rare earth element metasomatism in hydrothermal systems: The Wilsboro-Lewis wollastonite ores, New York, USA // J. Geochimica et Cosmochimica Acta. 1998. Vol. 62. № 17. P. 2965-2977.

121. Warren R.G., Hensen B.J. Wollastonite and scapolite in Precembrian calc-silicate granulites from Australia and Antarctica // J. Metamorphic Geol. 1987. Vol. 5. №2. P. 213-223