Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Геохимические науки >> Петрология >> Горные породы | Книги
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

Петрология родингитов Камчатки

В.А. Селиверстов, А.Б. Осипенко

Владивосток. 1999

Содержание

4.1.1. Пироморфическая стадия

    Выше, при анализе парагенетических взаимоотношений минеральных ассоциаций родингитов, было установлено, что формирование и эволюция состава известково-силикатных метасоматитов происходила в течение двух последовательных стадий: пироморфической и гидратационной. Первая стадия, важнейшая в создании химического состава этих пород, разделяется на четыре этапа, из которых первых два проявляются на фоне возрастающих температур, то есть, в прогрессивный, а два последующих - в регрессивный эпизоды ее эволюции:

1 - этап пироксенизации протолитов разного по основности состава;

2 - палингенный этап, в течение которого происходит плавление протолита, что, с одной стороны, сопровождается насыщением его известью, то есть, родингитизацией, с другой - привносом магния в эндоконтактовые зоны включений и их последующим магматическим замещением;

3 - скарноидный этап, выделяемый по появлению более позднего, наложенного граната (проявляется не всегда);

4 - гидротермальный этап, в течение которого происходит последовательная смена ранней ассоциации рудных минералов (магнетита и сульфидов), заполняющей миндалины и трещинки контракции, ассоциацией карбонатов (главным образом, кальцита) и барита, затем гидросиликатами.

    Этап пироксенизации протолитов

    В меймечитах этот процесс происходит путем твердофазных высокотемпературных реакций типа "твердое тело-расплав" и метасоматического (пневматолитового?) привноса кальций-иона из окружающей ультраосновной магмы. Важнейший диагностический признак пироксенизированных пород - сохранность первичных магматических структур, отсутствие следов вторичного плавления. Среди силикатных пород пироксенизации наиболее часто подвергаются меймечиты (обломки в псефитовых меймечитовых туфах, корки лавовых подушек меймечитовых лав) и базальтоиды разного состава. В результате содержание СаО в них возрастает, но не выше 14-16 мас.% (см. табл.3, ан.3). Можно предполагать, что привнос кальция в исходные породы осуществлялся метасоматическим, возможно, пневматолитовым путем при температурах, не превышающих температуры плавления включений в целом или отдельных их компонентов, то есть, в интервале 600-900оС [59,65]. В дальнейшем пироксенизированные породы, как и все родингиты, могут претерпеть гранатизацию скарноидного этапа.

    Пироксенизация карбонатитов заключается в формировании мелких призмочек и иголочек новообразованного клинопироксена, заключенных в виде пойкилитовых вростков в кристаллы средне - крупнозернистого кальцита [53]. В этом случае метасоматический процесс проявляется в переносе из ультраосновного расплава во включение Ca, Mg и Fe - элементов, необходимых для построения кристаллической решетки клинопироксена.

    Характер процессов пироксенизации в родингитах плутонических формаций принципиально тот же, что и в их вулканическом аналоге: это высокотемпературные метасоматические реакции. Примером служит пироксенизация базальта в зоне одного из разломов Кротонского массива, в верховьях р.Лотон, которая осуществлялась с привносом кальция при взаимодействии основных пород с перидотитами, при этом соотношения других петрогенных окислов практически не менялись (см. табл.4, ан.26). Другим примером является родингитизация яшм в одном из разломов Попутного массива, начальный этап которой, по всей вероятности, характеризуется миграцией в породу Ca, Mg и Fe, причем также в результате твердофазных реакций.

    Палингенный этап

    Важнейшим, на наш взгляд, по значимости вопросом в проблеме родингитов является вопрос о том, существовал ли расплавный, палингенный этап в их эволюции. Исторически сложилось, что сторонники как интрузивного, так и протрузивного способов становления дунит-перидотитовых массивов офиолитовых поясов не находили признаков плавления родингитовых протолитов и объясняли все трансформации составов последних лишь биметасоматическими реакциями в твердофазном состоянии, комплиментарными, главным образом, процессам серпентинизации вмещающих ультраосновных пород (например, [2,22,70,85,105 и др.]). Однако, текстурно-структурные особенности родингитов, обнаруженных в щелочно-ультраосновной вулканической формации, не поддаются объяснению с позиций общепринятых гипотез. В преобладающем типе родингитов вулканической формации, сложенном регулярно повторяющимся парагенезисом стекло + клинопироксен, основная масса характеризуется миндалекаменной или пузырчатой текстурой и стекловатой или микролитовой структурой, при этом микролиты представлены диопсидом скелетного (игольчатого, радиально-лучистого, звездчатого) габитуса. Эти признаки трактуются нами как свидетельство полного или частичного переплавления материала протолитов. Поскольку палингенный новообразованный расплав отличался высокой газонасыщенностью, то во время извержения и связанного с этим резкого падения давления он интенсивно вспучивался, что и приводило к образованию миндалекаменных текстур. Самой неожиданной особенностью таких пород явилось то, что по химическому составу они полностью отвечают типичным родингитам (см. табл.3, ан.1-4). Раскристаллизация расплава, даже самая полная, мало что изменяет в соотношениях породообразующих оксидов: полнокристаллические родингиты обр. PL2-4 (табл.3, ан.1), представляющие собой амигдалоидные средне- и крупнокристаллические пироксениты, содержат СаО около 23 мас.%. Это открытие и явилось фактической основой предлагаемой нами модели палингенно-метасоматического происхождения родингитов, происхождения в результате метасоматической переработки и обменных реакций апопротолитового расплава с вмещающей магмой.

    В рамках предложенной модели предполагается, что реакции типа "расплав - расплав" являются наиболее эффективным механизмом образования родингитов - известково-силикатных пород с содержанием СаО более 20-25 мас.%. Касаясь сущности этих реакций можно отметить, что в соответствии со строгим пониманием этого термина, предложенным Д.С.Коржинским [23], они не являются метасоматическими. Тем не менее, указание этого же автора о том, что в расплавах в результате их ионизации может происходить такое же взаимодействие оснований и кислот, как и в водных растворах, позволяет пренебречь вышеприведенным ограничением и рассматривать процессы, протекающие между расплавами, как метасоматические, а сам этап называть палингенно-метасоматическим.

    Плавление протолитов может быть неполным, о чем свидетельствует нахождение родингитов с реликтовыми фенокристами клинопироксена, иногда оплавленными и корродированными с поверхности (см. рис.6а), и оливина, полностью серпентинизированного и представленного псевдоморфозами разного, в том числе и гранат-клинопироксенового, состава (см. рис.4). Но и в этом случае происходит насыщение протолитового расплава известью, главным образом, путем выноса Si, Al, Mg, Fe и щелочей; причем наименее активно удаляется железо. Несомненно, происходит и встречная миграция Са из вмещающего расплава, но оценить долю привнесенной извести в конечном составе родингитов в настоящее время не представляется возможным. Таким образом, конечный результат взаимодействия включений и вмещающей магмы - полная ассимиляция первых путем магматического замещения - имеет обязательный промежуточный этап палингенеза и метасоматоза, когда протолиты пород разного петрографического типа (меймечиты, базальтоиды, карбонатиты) плавятся и одновременно проходят своеобразное "кондиционирование", приводящее к усреднению разных по составу включений до диопсидового. В этом контексте реально наблюдаемое увеличение содержания MgO в эндоконтактовых зонах родингитов (см. гл.2) можно рассматривать как некий предвестник начала ассимиляции включения.

    Результаты экспериментальных исследований позволяют достаточно точно определить условия плавления включений в ультраосновном расплаве и протекания обменных реакций при родингитизации. Как показали исследования А.В. Соболева и его коллег [59,95], температура вмещающего меймечитового расплава в случае Восточно-Камчатских вулканитов находится в интервале 1610-1030оС, что вполне достаточно для плавления ксенолитов не только основного, но и ультраосновного составов. Известно, что температура базальтовых лав, определенная инструментально в естественных условиях, в среднем равна 1100оС [61]. Температура щелочных расплавов, например, нефелинитов, еще ниже - 980оС [60]. Если принять во внимание высокую газо- и водонасыщенность как самих меймечитовых лав, так и материала протолитов, то можно предполагать, что плавление последних начинается при 900-1000оС. Возникшая таким образом жидкость не смешивается с расплавом меймечитового состава, а начинает активно с ним взаимодействовать, что выражается в миграции указанных выше петрогенных элементов из включения во вмещающую среду. Повышенная скорость этих реакций, приводящих к накоплению Са в протолите, обусловлена высокими температурами и динамической активностью расплавов в течение вулканического процесса, который и служит причиной их интенсивного перемешивания.

    Выше мы обращали внимание на значительное сходство при сопоставлении составов родингитов вулканической и плутонических формаций, а также на идентичность в последовательности минеральных преобразований обоих типов метасоматитов. Это позволяет предположить, что парагенезис клинопироксен + стекло, присутствующий в плутонических родингитах (например, массива г.Попутной, Валагинский хребет), также был образован в течение палингенного этапа в результате высокотемпературного палингенного плавления протолита и насыщения его известью. Немногие отличия заключаются в отсутствии в плутонических родингитах пузырчатых и миндалекаменных текстур, что, на наш взгляд, отражает более высокобарическую обстановку их кристаллизации.

    Исследование родингитов плутонических формаций осложняется тем, что в них существуют две генерации этих пород, формировавшихся в разное время и вследствие неодинаковых причин. Ранняя генерация метасоматитов представлена ассоциацией клинопироксенитов, родингитов и амфиболитов (примером является контакт висячего бока Попутного массива), поздняя - родингитами и пироксенизированными породами в зонах сместителей разломов, секущих все без исключения плутоны дунит-перидотитовой формации.

    Контактовые метасоматиты г. Попутной являются уникальными по набору новообразованных пород; здесь родингиты ассоциируют с амфиболитами, локализованными во вмещающих базальтоидах, и с клинопироксенитами, образующими в эндоконтакте перидотитов пироксенитовую "рубашку". Известково-силикатный состав собственно родингитов возник за счет выноса из палингенных апобазальтовых расплавов Si, Al, Mg, Fe и щелочей, то есть, тех же элементов, которые участвуют в формировании родингитов вулканической формации. Но если следы вынесенных компонентов в вулканической формации как бы теряются, то в рассматриваемом случае четко прослеживается направление миграции их разных групп. Так, диффузионное перемещение Al2O3 и щелочей, особенно Na2O, происходит по термическому градиенту в сторону экзоконтакта, где они фиксируются в паргасите и альбите амфиболитов. Исследования Дж. Челлис [81] показали, что в экзоконтактовых амфиболитах новозеландского перидотитового массива Дун, аналогичных обнаруженным в раме Попутного массива, по сравнению с фоновыми значимо возрастают содержания SiO2, Al2O3, Na2O, резко падает концентрация СаО и незначительно уменьшается FeO. Таким образом, тенденции изменения состава сопряженных с родингитами вулканитов имеет повторяющийся характер.

    Появление в ассоциации с родингитами эндоконтактовых метасоматических клинопироксенитов обусловлено встречным, истинным "биметасоматическим" течением процесса, при котором кремнезем и, возможно, железо, из палингенно-метасоматических расплавов мигрировал в сторону массива по градиенту концентрации - от насыщенных SiO2 базитов к недосыщенным этим оксидом перидотитам. Можно полагать также, что необходимый для создания клинопироксенов кальций поступал из самих перидотитов в силу причин, обсуждение которых будет дано ниже.

    Не вызывает сомнения, что метасоматиты висячего бока Попутного массива произошли в результате контакта базальтоидного протолита с длительно живущим источником тепла, продолжительность воздействия которого обеспечивало интенсивный прогрев пород вмещающей рамы и, соответственно, возможность "центробежной" миграции некоторых элементов, в частности, алюминия, на многие сотни метров [81] . Очевидно, что таким источником были сами перидотиты Попутного массива, что позволяет ставить вопрос об интрузивном способе его становления.

    Более поздние по времени происхождения родингиты, приуроченные к тектоническим зонам в перидотитах, характеризуются теми же структурно-минералогическими особенностями, что и аналогичные образования из меймечитов. Это, собственно, и послужило основанием для предположения об их палингенно-метасоматическом генезисе. Однако, если плавление включений при их попадании в меймечитовый расплав выглядит естественно и логично, то плавление фрагментов базитовых даек, внедрявшихся в раскристаллизованные и, видимо, уже холодные ультрабазиты, долгое время объяснению не поддавалось. Ключом к решению проблемы явилась структурная позиция преобладающего типа родингитов плутонических формаций, их приуроченность исключительно к зонам разнообразно ориентированных тектонических нарушений. Представляется весьма вероятным, что основным (и, скорее всего, единственным) механизмом трансформации базитовых включений в подобной геологической обстановке являются процессы фрикционного плавления в результате тектонических подвижек в зонах дислокаций. Исследование этих процессов традиционно базируется на изучении псевдотахилитов - стекловатых жильных образований основного состава с микролитами минералов и кластерами вмещающих пород, локализованных в зонах разломов [100,114,117]. Псевдотахилиты обнаруживают значительное сходство с родингитами ранней безводной ассоциации (например, родингитами массива г.Попутной) на микро- и макроструктурном уровне. Обе группы пород характеризуются наличием признаков, указывающих на полное или частичное плавление исходных протолитов. Среди них: наличие стекла, афанитовая и гиалиновая структура основной массы, дендритовый габитус новообразованных микролитов, каплевидные сульфидные обособления и т.д.. Наконец, структурная позиция проявлений обоих типов пород практически идентична, основные различия связаны с составами исходных протолитов и вмещающих пород. Все это, на наш взгляд, позволяет использовать физические модели фрикционного плавления, разработанные для псевдотахилитов [114,117] , применительно к ранним стадиям развития родингитов офиолитовых комплексов.

Рис. 46

    Существуют несколько возможных причин, приводящих к фрикционному плавлению пород в разломных зонах, но все они так или иначе связаны с механической (и/или химической?) дезинтеграцией и перемещением первичных включений. Высвобождающаяся при этом теплота трения является достаточной не только для разогрева родингитовых протолитов до температуры, при которой начинается "метасоматическая" пироксенизация, но и для их частичного или даже полного плавления. Исследование термомеханических свойств основных породообразующих минералов базитовых включений [114] показало очевидную зависимость темпера туры их плавления от прочностных свойств (сопротивления сдвигу, предела текучести, твердости и т.д.) (рис.46). Для большинства минералов, входящих в состав габброидных ассоциаций, температура плавления не превышает 1200-1400оС, а с учетом того факта, что непосредственно в процессах фрикционного плавления участвуют не сами габброиды, а их интенсивно деформированные и измененные аналоги [100] , температура частичного плавления включений в зонах разломов будет существенно ниже (800 - 1200оС).

    Палингенез габброидных включений под действием теплоты трения, по-видимому, обусловлен свойствами вмещающей среды - кристаллических перидотитов, обладающих существенно более высокой теплоемкостью и, соответственно, температурой плавления, нежели чем включения базитового состава. Благодаря этому, нагревание перидотитов в зонах разломов не влекло за собой существенного изменения их реологических свойств, а отсутствие возможности быстрой диссипации возникающего тепла из ограниченного объема сместителя тектонического нарушения приводило к резкому нагреванию и плавлению включений базитов. Отсутствие вокруг родингитов признаков десерпентинизации можно интерпретировать как свидетельство более поздней серпентинизации вмещающих перидотитов.

Рис. 47

    В случае частичного плавления протолита в родингитах плутонических формаций также сохраняются реликты порфировой структуры. При образовании палингенного расплава во всем объеме включения образуются афировые породы со структурами основной массы от стекловатой до полнокристаллической. Интересно отметить присутствие в некоторых образцах гиалиновой основной массы, в которой в проходящем свете видны графические реликты первичной структуры. Подобные породы часто встречаются в астроблемах и импактных структурах эндогенного происхождения [34] , где их генезис объясняется воздействием ударных волн. Нельзя исключать, что нагревание протолитов в ультрабазитах также носило шоковый характер и длилось очень непродолжительное время (рис.47). При этом плавлению подвергалась лишь внешняя часть крупных габброидных включений на глубину от 10-15 до 100-120 см.

    Насыщение обоих типов родингитов плутонических формаций известью происходило благодаря выносу из них Si, Al, Fe, Mg, Na, K, которые частично использовались для образования хлорит - серпентин-хлоритовых оторочек, окружающих включения родингитов в перидотитах. Температурный режим метасоматических реакций определялся температурой плавления базальтоидов или габброидов, которая находится в интервале 900-1100оС[33,61,65] .

    При характеристике структурного положения родингитов Попутного и Центрального массивов мы обращали внимание на существование аллохтонных форм залегания родингитов, образование которых было возможным благодаря непрекращающейся активности движений по разломным зонам, приводившей к механическому отжиму палингенного родингитового расплава в близрасположенные трещины отрыва и растяжения. Наличие образований такого рода хорошо вписывается в кинематическую схему эволюции гипербазитовых плутонов, где в тектонические движения вовлекались большие массы пород, в том числе и габброидов. Фракционное плавление последних могло приводить и, как мы полагаем, в ряде случаев приводило к выплавлению из пород-протолитов кварц-плагиоклазовой котектики, которая при определенных обстоятельствах давала самостоятельные обособления и образовывала при механическом отжиме жилообразные или дайкообразные тела. Состав палингенных фракционных выплавок определялся химическими особенностями протолитов; очевидно, что альбититы являются производными щелочных, а трондьемиты - нещелочных исходных пород. В последнем случае в рестите остаются тугоплавкие минералы, прежде всего, клинопироксен (диопсид), что и определяет известково-силикатный валовый состав новообразованного стекла и его кристаллизатов. Для того чтобы новообразованный расплав мог перемещаться в относительно холодных вмещающих породах, его температура должна быть существенно выше кристаллизационной.

    В связи с предлагаемой моделью родингитизации специального упоминания заслуживает работа [90] , в которой авторы, анализируя особенности распределения РЗЭ в исходных габброидах и родингитах, пришли к выводу о комплиментарном серпентинизации гидротермальном выщелачивании из базитовых протолитов всех элементов, кроме Са, как основному механизму формирования рассматриваемых метасоматитов. Можно только удивляться интуиции этих исследователей, которые, основываясь на спорных предпосылках о приоритете процессов серпентинизации в образовании родингитов, тем не менее, пришли к выводам, достаточно близким к нашим.

    Таким образом, палингенный этап является ключевым в процессе формировании состава известково-силикатных пород, поскольку именно в это время происходит взаимодействие апопротолитового расплава с вмещающими расплавленными или кристаллическими ультрамафитами и проходит самый мощный импульс насыщения его кальцием. Накопление извести в базитовых расплавах, преобразование габброидного вещества в известково-силикатное является результатом биметасоматических реакций нескольких типов: привноса некоторого количества кальция в протолит до его плавления и химического или механического выноса ряда элементов из палингенно-метасоматического расплава в окружающие ультрабазиты, в результате чего в рестите остается тугоплавкий диопсид или расплав аналогичного состава. Схематически способы насыщения протолитов известью в течение палингенного этапа можно изобразить следующим образом:

ПР(П) <---- УМ(Р,П)   - частичная пироксенизация;
ПР(Р) <-- --> УМ(Р)      - полная родингитизация палингенного  эвтектического расплава
ПР(Р) <-- --> УМ(П)  
ПР(Р) -- --> механический отжим 

вынос Si, Al, Fe, Mg, Na, K,

привнос Са

где, ПР - протолит, УМ - ультрамафиты вулканические и/или плутонические, Р - расплав, П - порода (базальты, габброиды, меймечиты и т.д.), <- --> - метасоматические реакции и др.

    В случае химического способа выноса вполне подвижные компоненты могут:

1 - диссипироваться в динамически активном вмещающем расплаве, что характерно для вулканических родингитов;

2 - фиксироваться непосредственно в экзоконтактах родингитового включения, как это наблюдается в плутонических формациях;

3 - выноситься в сторону экзо - и эндоконтактов ультраосновных плутонов с образованием зональной колонки типа перидотит - клинопироксенит - родингит - амфиболит - базальт.

    Температурный режим биметасоматических, главным образом, диффузионных реакций определялся температурой плавления базальтов, которая находилась в пределах 900-1100оС [33.61] и, следовательно, не отличался от режима палингенно-метасоматических преобразований родингитов вулканических формаций.

    Скарноидный этап

    Выделяемый в родингитах вулканической и плутонических формаций по появлению граната в ассоциации стекло + диопсид, скарноидный этап или этап гранатизации в эволюции составов родингитов проявляется не всегда и во многих случаях просто отсутствует. Название этапу дано по Д.С.Коржинскому [23] , который определял "скарноиды" как метаморфические и метасоматические породы, образовавшиеся без существенного переноса Ca и Si за счет пород исходного известково-силикатного состава. Вторичный генезис граната в породах скарноидного этапа однозначно определяется по его реакционным взаимоотношениям с более ранними образованиями - стеклом и диопсидом, а также его локализацией в мелких трещинках родингитов ( как это наблюдается в Попутном массиве). Кроме того, в вулканических родингитах он часто появляется в миндалинах, заполняя интерстиции между удлиненными кристаллами пироксена. О вторичном метасоматическом происхождении граната, в том числе и по иголочкам диопсида, свидетельствует также нахождение в ядрах кристаллов реликтовых зон роста квадратного сечения, свойственного не гранатам, а клинопироксенам. Следует подчеркнуть, что образование граната сопровождается изменениями химического состава пород, и чем больший масштаб приобретает гранатизация, тем заметнее возрастает концентрация кальция в метасоматитах - (появление граната в количестве до 30 об.% и выше, приводит к повышению CaO примерно на 5 мас.%) .

    Составы гранатов из родингитов разной формационной принадлежности, также как и составы клинопироксенов, подвержены значительным вариациям. Так, для родингитов вулканических формаций характерны гранаты почти исключительно андрадитового состава с Al2O3 = 0,5-3,4 мас.% (табл.13) В то же время в гроссулярах из офиолитовых родингитов Центрального массива о.Карагинского содержания Al2O3 поднимаются до 7.1-15.0 мас.%, а Кротонского массива хр. Кумроч - до 14,5-22,8 мас.%, при этом содержания СаО падают (по сравнению с андрадитами) до 21,6-24,8 и 21,2-24 мас.% соответственно (табл.14). Выше мы предположили, что подобные колебания содержаний глинозема в составе клинопироксенов является следствием их кристаллизации на разных глубинах, при разных давлениях. Продолжая такой же ряд для гранатов отметим, что для альмандинов метасоматитов Борзовского месторождения корундовых плагиоклазитов, ассоциирующихся с наиболее глубинными ультрамафитовыми массивами гнейсово-мигматитовых комплексов, концентрации Al2O3 лежат в интервале 20-22,8 мас.%, а СаО снижается до 1,9-8,4 мас.% [19,20] .

     Определение условий формирования скарноидного граната в родингитах сопряжено с рядом трудностей, главнейшая из которых - отсутствие определенно устанавливаемой равновесной минеральной пары. Однако можно допустить, что скарноидный гранат, формирующийся вскоре после новообразованного  клинопироксена в течение единого регрессивного интервала, находится в равновесии с ним. С учетом этого допущения составы сосуществующих гранатов и клинопироксенов из родингитов щелочно-ультраосновной формации были использованы для расчета температур кристаллизации. С этой целью была использована система согласованных геотермометров  [64] , для расчетов по которым применялась специализированная компьютерная программа TPF, версия 6.0 (В.И.Фонарев, А.Н.Конилов, А.А.Графчиков; ИЭМ РАН).

    Согласно проведенным расчетам температура гранатизации крупнозернистых родингитов из меймечитовых туфов (обр.К616-8), колеблется в интервале 996-1099оС. Температуры скарнирования родингитов с гиалиновой и микролитовой структурами основной массы варьируют в еще более широком интервале - от 890оС (обр.66-6) до 635оС (обр.139-14).

    Столь же велики диапазоны расчетных значений температур кристаллизации гранатов, полученных для родингитов офиолитового типа различных районов мира [2,25,30,83,85,106,113] и офиолитовых комплексов Восточной Камчатки (1220-645оС и 1153-680оС, соответственно). Как можно заключить из проведенных расчетов, рост метасоматических гранатов в родингитах начинается сразу же после кристаллизации палингенного расплава и продолжается в широком интервале температур - от 1100-1200оС до 630-650оС.

    Гидротермальный этап

    Минеральные ассоциации гидротермального происхождения в родингитах проявлены исключительно в метасоматитах щелочно-ультраосновной вулканической формации, в которых осаждение нескольких минеральных парагенезисов "провоцируется" наличием в породах большого количества пустот: газовых миндалин и трещинок метасоматической (?) контракции. Последние характерны только для родингитов хр.Широкого (р-н г.Савульч). В родингитах плутонических формаций присутствие гидротермальных минералов практически не отмечается, если не считать нескольких тонких кальцитовых жилок спорного (возможно, гипергенного) происхождения.

    В минеральные ассоциации гидротермального этапа входят:

1 - сульфиды железа и меди, магнетит;

2 - карбонаты и сульфаты (кальцит, барит, стронцианит, витерит);

3 - гидросиликаты, представленные минералами серпентин-хлоритовой группы и глинистыми минералами (последние в настоящей монографии не рассматриваются).

    О температурных условиях гидротермального этапа косвенно позволяют судить данные минеральной геотермометрии. Так оценки температуры кристаллизации магнетита в породах щелочно-ультраосновного комплекса Валагинского хребта составляют около 500оС, причем допускается некоторые повышение этого значения [28]. По всей видимости, это значение близко к верхней температурной границе гидротермального этапа и вполне укладывается в схему стадийности этапов родингитизации, развиваемую авторами.

    Приведенные выше данные показывают, что гидротермальный процесс в родингитах протекал при высокой активности кислорода, серы и углекислого газа и в условиях высокой щелочности вмещающей среды, определяемой присутствием такого сильного основания, как магний. Этап начинался с отложения сульфидов железа и меди по стенкам миндалин и в трещинках. В гидротермальных растворах сера обычно присутствует в виде H2S [7]. При температурах раствора порядка 100оС растворимость этого газа начинает возрастать, и в результате его электролитической диссоциации он распадается на ионы водорода Н+ и серы S2-. Концентрация последних и, соответственно, реакционная способность существенно возрастает в щелочной среде, где ионы водорода удаляются в виде Н2О. Таким образом, возникают необходимые условия для образования сульфидов тяжелых металлов и выпадения их из растворов по мере охлаждения последних.

    По А.Г. Бетехтину [7], на ранних стадиях гидротермального минералообразования углекислый газ в химических реакциях участия не принимал, поскольку при относительно высоких температурах существенные концентрации аниона HCO3- не возникают. Но на более поздней, низкотемпературной стадии минералообразования происходит реакция

2CO2 + O2 = 2[CO3]2-

и образуется необходимый для переноса карбонатов анион. При этом в благоприятных условиях происходит отложение кальцита, стронциевого кальцита, стронцианита, витерита. Позже, в результате падения давления или действия каких-либо других факторов реакция смещается влево, высвобождающийся кислород окисляет серу сульфидов до сульфат-иона с образованием магнетита, с одной стороны, и барита и целестина, с другой.

    Представляется, что именно эти процессы ответственны за создание в родингитах вулканической формации высоких фоновых содержаний Sr и Ba. По-видимому, этими же процессами обусловлены повышенные (по сравнению с вмещающими вулканитами) концентрации редкоземельных элементов в родингитах (рис.31а).

 

<<назад

вперед>>


 См. также
КнигиМесторождение медистого золота Золотая Гора (О "золото - родингитовой" формации): ЛИТЕРАТУРА

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   

TopList Rambler's Top100