1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геология рудных месторождений
  4. T. 64, № 3, 2022

Геология рудных месторождений, 2022, T. 64, № 3, стр. 276-295

Минералы и ТР-параметры эволюции габбро-норитового массива Луккулайсваара, Северная Карелия

А. Р. Котельников a, *, Н. И. Сук a, **, З. А. Котельникова a, b, Ю. Б. Шаповалов a, ***

a Институт экспериментальной минералогии им. Д.С. Коржинского РАН
142432 Черноголовка, Московской обл., ул. Акад. Осипьяна, 4, Россия

b Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
119017 Москва, Старомонетный пер., 35, Россия

* E-mail: kotelnik@iem.ac.ru
** E-mail: sukni@iem.ac.ru
*** E-mail: shap@iem.ac.ru

Поступила в редакцию 08.08.2020
После доработки 18.10.2021
Принята к публикации 09.11.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Изучены образцы габбро-норитов и габбро из расслоенного базит-гипербазитового массива Луккулайсваара (Cеверная Карелия). На основе данных о составах минералов, слагающих эти породы, определены ТР-параметры его становления. Предполагается, что массив Луккулайсваара формировался в три этапа: первый, магматический, связанный с внедрением расплава основного состава и началом кристаллизации пород при температурах выше 1000–1200°С и давлении ~10–13.5 кбар; второй – позднемагматический, обусловленный автометасоматической переработкой отделяющимися флюидами, и третий – гидротермальный, связанный с более поздними процессами. Температуры ниже 800°С могут отражать либо последние этапы магматического процесса, либо постмагматическую высокотемпературную гидротермальную стадию.

Ключевые слова: базит-гипербазитовый массив, габбро, габбро-норит, анортозит, минеральные парагенезисы

ВВЕДЕНИЕ

Расслоенный базит-гипербазитовый массив Луккулайсваара (Северная Карелия) расположен в Панаярви-Ципрингской рифтогенной структуре субширотного простирания, находящейся в пределах архейского кратона, и относится к Олангской группе массивов. В строении массива выделяются 4 зоны (Монтин, 2009): в основании расслоенной серии залегает ультрамафитовая зона, далее вверх по разрезу следует норитовая, затем габбро-норитовая и завершает разрез габбровая зона. На фиг. 1 приводится схематическая геологическая карта массива Луккулайсваара (по Монтин, 2009). Возраст массива по данным работы (Amelin et al., 1995) отвечает 2442 ± 1млн лет (U–Pb метод, циркон). Рудоносными являются габбро-норитовая и норитовая зоны, которые представлены переслаиванием габбро, мезо-, лейкократовых габбро-норитов, норитов, оливиновых норитов и анортозитов.

Фиг. 1.

Схематическая геологическая карта массива Луккулайсваара (приводится по Монтин, 2009): 1 – гранодиориты; 2 – плагиопироксениты; 3 – нориты; 4 – микрогаббро-нориты; 5 – габбро-нориты; 6 – габбро; 7 – андезиты; 8 – дайки основного состава; 9 – геологические границы; 10 – установленные разломы; 11 – предполагаемые разломы; 12 – надвиги.

Геологическому положению и особенностям строения массива Луккулайсваара посвящено достаточно много работ. В работах Е.В. Шаркова и Г.В. Ледневой (1993) приведены данные по классификации и петрологическому описанию пород массива с оценкой условий их генезиса. В.А. Глебовицкий с соавторами (Glebovitsky et al., 2001) провели петролого-геохимическое изучение пород массива, большое внимание было обращено также на выяснение возможных условий рудогенеза.

Исследованию рудной минерализации, в том числе и элементов платиновой группы (ЭПГ) массива Луккулайсваара посвящены фундаментальные работы Т.Л. Гроховской и др. (1989, 1992), А.Ю. Баркова и др. (1992), А.Ю. Баркова и А.И. Леднева (Barkov, Lednev, 1993), А.Ю. Баркова (2012), С.В. Семенова (2012) и др.

Рудные минералы представлены пирротином, пентландитом, борнитом, халькозином, ковеллином, пиритом, виоларитом, мельниковитом, сфалеритом, а также галенитом, миллеритом, джапуритом, аргентопентландитом и кобальтином. Среди минералов ЭПГ встречены арсениды – стиллуотерит, мертиит (Гроховская и др., 1992), теллуриды, висмутотеллуриды, сульфоарсениды (Семенов, 2012).

В работе А.Н. Берковского и др. (1999) приводятся РТ-условия внедрения магмы, сформировавшей интрузив, в архейские гранито-гнейсы: Р ~ 10–12 кбар; Т = 1250–1300°С. А.Б. Кольцов и В.С. Семенов (2000) изучали последующие этапы становления массива, а также провели термодинамическое моделирование постмагматических стадий минерало- и рудогенеза. В результате предложена схема эволюции интрузива на поздней и постмагматической стадии (Семенов и др., 2008; Семенов, 2012).

Несмотря на обширный литературный материал, остаются неизученными физико-химические параметры зарождения основных магматических расплавов и изменения этих параметров при подъеме магмы вверх и внедрении во вмещающие породы, а также на постмагматическом этапе эволюции пород массива. Длительная и достаточно сложная геологическая история региона подразумевает наличие интенсивных гидротермальных процессов, которые должны найти отражение в минеральных ассоциациях пород массива. Для оценок параметров эволюции массива Луккулайсваара целесообразно использовать комплекс методов, разработанный в последние десятилетия для определения и моделирования процессов генезиса океанических базальтов.

Используя детальное описание пород массива Луккулайсваара (Glebovitsky et al., 2001), мы выбрали для исследования следующие разности пород, составляющих большую часть объема массива: габбро-нориты (доминирующий парагенезис Pl + Cpx ± Opx); нориты (Pl + Opx ± Cpx); анортозиты (Pl + Cpx), а также породы, отнесенные к рудным разностям, которые помимо Pl ± Cpx ± Opx содержат сульфиды. Цель нашей работы состояла в исследовании условий начала кристаллизации и дальнейшей эволюции минерального состава наиболее распространенных пород массива Луккулайсваара (как на магматическом, так и на постмагматическом этапах). Задачами работы было изучение вещественного состава отобранных пород, оценка составов минералов из характерных парагенезисов и на этой основе моделирование хода кристаллизации и изменения РТ- параметров минералогенеза массива.

МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛЬНЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ

Составы отобранных образцов пород определяли различными методами: атомной абсорбции, рентгеноспектральным, фотоколориметрическим, ICP-MS. Результаты анализов главных породообразующих элементов, полученные этими методами, хорошо сопоставимы друг с другом. Составы минералов из магматических пород массива определяли микрозондовым анализом (ИЭМ РАН). Использовали сканирующий электронный микроскоп Tescan Vega II XMU (Tescan, Чехия), оснащенный системой для рентгеноспектрального микроанализа INCA Energy 450 с энергодисперсионным (INCAx-sight) рентгеновским спектрометром (Oxford Instruments, Англия) и программной платформой INCA Energy+.

Расчеты составов пироксенов, плагиоклазов, калиевых полевых шпатов проводили по методу, основанному на количестве атомов кислорода в элементарной ячейке. Для амфиболов и хлоритов использовали катионный метод с учетом баланса зарядов. Поскольку целью работы была оценка физико-химических параметров минерало- и петрогенеза, для обработки данных и оценки схемы процессов кристаллизации по составам магматических пород использовали программы “Петролог” (Danyushevsky and Plechov, 2011), “Feldspar-L”, “Orthopyroxene-L” (Putirka, 2008), “CpxBar” (Nimis, Ulmer, 1998; Nimis, 1999). Для определения РТ-параметров постмагматической эволюции массива проводились расчеты по составам сосуществующих минералов парагенетических ассоциаций как габбро (Cpx + Pl ± Amf), так и габбро-норитов с парагенезисами (Cpx + Opx + Pl ± ± Amf). При проведении всех расчетов мы выбирали составы находящихся в контакте или близко расположенных зерен минералов. Известно, что при протекании процессов метаморфизма с активным участием водного флюида происходит смена минеральных парагенезисов. Соответственно, при этом изменяются составы сосуществующих минералов – твердых растворов. В работе О.В. Авченко (1990) определены размеры зон локального равновесия минеральных ассоциаций в зависимости от РТ-параметров. Отбор минеральных пар для оценок температур проводился согласно критериям, приведенным в этой работе. Для расчета равновесий амфибол–плагиоклаз и амфибол–клинопироксен использовали программные комплексы TWQ (Berman, 2007); Amphibol-PT (Dale et al., 2000; Симакин, Шапошникова, 2017), а также программы, составленные нами по данным (Перчук, Рябчиков, 1976; Котельников и др., 2009). Расчет температур по составам сосуществующих полевых шпатов выполняли по программе SOLVCALC (Nekwasil, 1994). Для низкотемпературных процессов применяли хлоритовый термометр (Cathelineau, Neiva, 1985).

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Изучение составов пород

Исследовались главные типы пород, составляющих большую часть объема массива: габбро-нориты, нориты, анортозиты и рудные разности. Составы групп пород, выделенных согласно классификации (Glebovitsky et al., 2001), приведены в табл. 1.

Таблица 1.  

Средние составы главных групп пород массива Луккулайсваара (по данным авторов и Glebovitsky et al., 2001)

Средние составы пород
  Габбро-нориты Нориты Анортозиты Рудные разности
Оксиды Мас. % Ex1) Мас. % Ex1) Мас. % Ex1) Мас. % Ex1)
SiO2 51.57 1.2 51.52 1.0 51.14 2.9 47.36 2.7
TiO2 1.05 1.0 0.30 0.1 0.24 0.1 0.21 0.1
Al2O3 14.54 2.7 13.51 2.1 21.39 7.1 12.38 2.1
FeO 9.74 4.1 8.08 1.5 4.40 1.4 13.76 7.7
MnO 0.27 0.1 0.17 0.03 0.18 0.1 0.25 0.07
MgO 8.29 4.0 12.72 1.2 6.94 3.9 13.44 7.6
CaO 11.37 2.7 10.98 1.2 12.01 0.9 10.42 2.5
Na2O 2.57 0.7 2.04 0.5 2.59 0.9 1.39 1.1
K2O 0.58 0.4 0.33 0.06 0.50 0.3 0.27 0.1
P2O5 0.04 0.02 0.03 0.02 0.05 0.03 0.05 0.03
Cr2O3 0.10 0.05 0.05 0.03 0.06 0.04 0.07 0.05
Сумма 100.12 – 99.73 – 99.50 – 99.60 –

Примечание. 1)Ex – погрешность оценки составов пород, в данном случае характеризует вариативность составов пород в выборке. Ex = (Sxtαn)/(n)0.5, где Sx – среднеквадратичное отклонение для данной выборки, tαn – критерий Стьюдента (для доверительной вероятности 95%), n – объем выборки (количество анализов).

Следует отметить, что содержание SiO2 в группе габбро-норит–норит–анортозит одинаковое (51.4 мас. %), только в рудных разностях оно снижается до 47.4 мас. %. Содержание глинозема максимально в анортозитах (21.1 мас. %), минимально в рудных разностях до (12.4 мас. %). Сумма (FeO + MnO + MgO) максимальна в рудных разностях пород (27.4 мас. %) и минимальна в анортозитах (11.5 мас. %). Результаты пересчетов составов этих пород на нормативные минералы по методу CIPW приведены в табл. 2.

Таблица 2.  

Пересчеты составов пород массива Луккулайсваара по методу CIPW

Типы пород Or Ab An Di Hy Ol Cm Ilm Ap XFsp XDi X(Hy + Ol)
(1) 3.4 21.5 26.2 24.2 12.6 9.0 0.15 2.9 0.09 0.527 0.250 0.223
(2) 1.9 17.0 26.9 22.0 19.8 11.6 0.07 0.57 0.07 0.462 0.222 0.316
(3) 2.5 22.1 45.7 11.4 11.2 6.4 0.09 0.46 0.12 0.709 0.114 0.177
(4) 1.0 11.9 27.0 20.3 11.1 28.0 0.10 0.40 0.12 0.502 0.204 0.394

Примечание. (1) – габбро-нориты; (2) – нориты; (3) – анортозиты; (4) – рудные разности пород. XFsp – доля полевого шпата: XFsp = [Or + Ab + An]/[Or + Ab + An + Di + Hy + Ol]; XDi – доля диопсида: XDi = [Di]/[Or + Ab + An + Di + Hy + Ol]; X(Hy + Ol) – доля оливина и гиперстена: X(Hy + Ol) = [Hy + Ol]/[Or + Ab + An + Di + Hy + Ol].

Для оценки ликвидусных фаз мы использовали программный комплекс “Петролог” (версия Petrolog 3.0.0.7). Для расчета по составам пород (табл. 1) приняты следующие начальные параметры: давление 10 кбар (Glebovitsky et al., 2001), содержание воды в расплаве 0 и 2 мас. %. Результаты расчетов приведены в табл. 3. Как видно из таблицы, первой ликвидусной фазой в изучаемых породах были разные минералы: ортопироксен, оливин и плагиоклаз.

Таблица 3.  

Расчет процесса кристаллизации пород массива Луккулайсваара (Petrolog 3.0.0.7) при давлении 10 кбар

Расчет процесса кристаллизации
(1) 1) (1) (2) (2) (3) (3) (4) (4)
“сух”2) 2% воды “сух” 2% воды “сух” 2% воды “сух” 2% воды
Spl3)1260 Opx 1172 Ol 1359 Ol 1266 Pl 1378 Pl 1207 Ol 1366 Ol 1274
Opx 1250 Spl 1166 Opx 1339 Opx 1245 Spl 1277 Spl 1182 Opx 1346 Opx 1253
Cpx 1248 Cpx 1155 Cpx 1298 Cpx 1204 Cpx 1212 Cpx 1118 Cpx 1283 Cpx 1189
Ol 1246 Ol 1154 Spl 1235 Spl 1140 Opx 1198 Opx 1104 Spl 1252 Spl 1158
Pl 1212 Pl 1040 Pl 1181 Pl 1009 Ol 1168 Ol 1072 Pl 1151 Pl 979
Mt 1027 Mt 919 Mt 1020 Mt 890 Mt 946 Mt 833 Mt 1080 Mt 952
Ilm 864 Ilm 762 Ilm 738 Ilm 825 Ilm 885 Ilm 743 Ilm 746 Ilm 635

Примечание. 1) Типы пород: (1) – габбро-нориты; (2) – нориты; (3) – анортозиты; (4) – рудные разности пород. 2) кристаллизация в “сухих” условиях; 2% воды – кристаллизация при содержании 2 мас. % воды в расплаве. 3) Spl – шпинель, Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен, Ol – оливин, Pl – плагиоклаз, Mt – магнетит, Ilm – ильменит; числа – температуры начала кристаллизации данной фазы.

Анализ минеральных парагенезисов

Исследования существующих минеральных парагенезисов проведены в габбро-норитах, норитах, анортозитах, а также рудных разностях пород массива Луккулайсваара.

Нориты

В микрозернистом норите детально проанализирован парагенезис OPx + CPx + Amf + Pl (обр. Л-11, Л-32). Составы минералов приведены в табл. 4.

Таблица 4.  

Составы минералов из микрозернистого норита (обр. Л-11 – предвершина г. Луккулайсваара, обр. Л-32 – восточный склон г. Луккулайсваара)

Оксид Норит Л-11
OPx (n = 7) 1) Cpx1 (n = 4) CPx2 (n = 5) Amf1 (n = 2) Amf2 (n = 3) Pl (n = 8)
SiO2 55.58(41)2) 57.17(23) 53.95(19) 46.67 45.72(98) 51.38(58)
TiO2 0.07(5) 0.07(4) 0.29(11) 0.12 0.12(8) –
Al2O3 0.89(6) 2.18(82) 1.92(95) 13.44 16.14(19) 30.81(20)
FeO 13.89(27) 5.76(47) 6.76(47) 7.55 7.09(77) 0.30(14)
MnO 0.32(8) 0.17(5) 0.28(14) 0.11 0.12(2) –
MgO 26.81(31) 20.43(21) 15.95(12) 14.24 14.22(35) –
CaO 1.76(18) 12.01(91) 20.71(91) 12.03 10.70(99) 14.03(28)
Na2O – 0.14(11) 0.20(11) 1.12 1.16(12) 3.49(19)
K2O – – – 0.20 1.40(45) –
∑ 99.32 97.93 100.06 95.48 96.69 100.02
Коэффициенты кристаллохимических формул3)
Si 2.014 2.111 1.986 6.724 6.456 2.337
Ti 0.002 0.002 0.008 0.013 0.012 –
Al 0.038 0.095 0.083 2.282 2.686 1.651
Fe3+ н.р. н.р. н.р. 0.182 0.569 0.011
Fe2+ 0.420 0.178 0.208 0.728 0.268 –
Mn 0.010 0.005 0.009 0.013 0.016 –
Mg 1.447 1.124 0.875 3.058 2.993 –
Ca 0.068 0.475 0.817 1.857 1.620 0.684
Na – 0.010 0.014 0.313 0.320 0.308
K – – – 0.037 0.252 –
XMg4) 0.770 0.860 0.801 0.805 0.913 –
XCa н.р. н.р. н.р. 0.841 0.739 0.689
XAl н.р. н.р. н.р. 0.175 0.207 0.414
Оксид Норит Л-32
OPx (n = 5)1) Cpx (n = 4) Amf (n = 5) Pl (n = 8) Ep (n = 5)
SiO22) 57.04(71) 56.06(53) 46.09(3.1) 51.78(48) 38.17(22) 
TiO2 0.02(2) 0.01(2) 0.31(13) – – 
Al2O3 1.24(11) 1.45(62) 14.55(2.3) 30.03(29) 22.89(35)
FeO 15.21(47) 13.49(57) 13.40(1.2) 0.51(12) 13.57(21) 
MnO 0.33(7) 0.34(5) 0.20(8) – – 
MgO 24.69(28) 15.49(35) 10.27(89) – – 
CaO 1.40(13) 15.14(82) 11.90(66) 13.06(25) 23.34(37) 
Na2O – – 1.40(25) 3.81(21) – 
K2O – – 0.46(22) 0.15(7) – 
∑ 99.93 101.99 98.58 99.19 97.97 
Коэффициенты кристаллохимических формул3)
Si 2.079 2.064 6.646 2.369 3.009 
Ti 0.001 0.000 0.034 – – 
Al 0.053 0.063 2.472 1.619 2.127
Fe3+ н.р. н.р. 0.016 0.019 0.855 
Fe2+ 0.463 0.415 1.600 – 0.039 
Mn 0.010 0.011 0.024 – – 
Mg 1.340 0.850 2.208 – – 
Ca 0.055 0.597 1.838 0.640 1.971 
Na – – 0.391 0.338 – 
K – – 0.085 0.009 – 
XMg4) 0.740 0.670 0.576 – – 
XCa н.р. н.р. 0.794 0.649 –
XAl н.р. н.р. 0.190 0.405 н.р. 

Примечание. 1)n – количество проанализированных зерен минералов. 2) В скобках приведена погрешность определения состава; знак “–” означает отсутствие данного элемента; обозначение “н.р.” – значение не рассчитывали. 3) Пересчет составов минералов на кристаллохимические формулы проводили: для пироксенов – по кислородному методу, на 6 атомов (О); для амфиболов: по сумме Mg + Fe + Mn + Al + Si + Ti = 13 и с учетом суммы зарядов, равной 46; для плагиоклазов и полевых шпатов – по кислородному методу, на 8 атомов (О); для эпидотов по катионному методу – сумма катионов равна 8; для хлоритов – по катионному методу, сумма катионов равна 10. 4) Мольные доли: XMg = Mg/(Mg + Fe + Mn); XCa = Ca/(Ca + + Na + K); XAl = Al/(Al + Fe + Mg + Mn + Ti + Si).

Ортопироксен является главным железо-магнезиальным минералом. Он представлен субизометричными зернами размером до 100 мкм, часто образующими сростки с клинопироксеном. Ортопироксен характеризуется невысоким содержанием глинозема (~0.9–1.2 мас. %), оксида кальция (~1.8 мас. %), оксида титана (~0.07 мас. %). Магнезиальность составляет 0.771.

Клинопироксен образует ксеноморфные кристаллы размером до 100 мкм. По составу и формам выделения он может быть подразделен на две генерации (табл. 4). Первая генерация характеризуется повышенным содержанием магния (MgO до 20.4 мас. %), умеренной кальциевостью (CaO до 12 мас. %), невысоким содержанием марганца (MnO 0.17 мас. %). Магнезиальность этого CPx(1) составляет 0.86. Вторая генерация клинопироксена CPx(2) характеризуется меньшим содержанием магния (MgO до 15.95 мас. %), повышенной кальциевостью (CaO до 20.7 мас. %), более высоким содержанием марганца (MnO 0.28 мас. %). Магнезиальность этого CPx(2) составляет 0.80. По общему составу клинопироксены как первой, так и второй генерации могут быть отнесены к магнезиальным авгитам (фиг. 2).

Фиг. 2.

Фигуративные точки составов пироксенов на диаграмме Ca–(Fe + Mn)–Mg (Marimoto et al., 1998). Пироксены из пород: 1 – норит, 2 – габбро, 3 – габбро-норит, 4 – анортозит, 5 – габбро-пегматит.

Амфибол, как водосодержащий минерал, образуется на позднемагматической стадии эволюции пород массива. Разнообразие его состава отражает вариацию РТХ-параметров образования на регрессивном этапе гидротермальной переработки пород массива. В изученных нами образцах амфибол образует изометричные кристаллы – часто неправильной формы, размером до 50 мкм. По составу проанализированные амфиболы подразделяются на две группы (генерации). Первая группа (Amf1) характеризуется повышенной кальциевостью (CaO до 12 мас. %), пониженной глиноземистостью (Al2O3 до 13.4 мас. %). Магнезиальность этого амфибола (${\text{X}}_{{{\text{Mg}}}}^{{{\text{Amf}}}}$ = Mg/(Mg + Mn + Fe2+)) составляет 0.80. Соотношение Fe2+/Fe3+ = 4. Вторая группа (Amf2) имеет относительно меньшую кальциевость (CaO до 10 мас. %) и повышенную глиноземистость (Al2O3 до 16.1 мас. %). Магнезиальность Amf2 составляет 0.91. Соотношение Fe2+/Fe3+ = 0.47. Во второй генерации амфиболов повышено содержание трехвалентного железа, что при сходном составе амфиболов свидетельствует о повышении потенциала кислорода в ходе эволюции магматического комплекса Луккулайсваара. При классификации составов амфиболов использована диаграмма кальциевость Ca/(Na + + K + Ca) – глиноземистость Al/(Al + Fe + Mn + + Mg + Ti + Si), приведенная в работе Л.Л. Перчука и И.Д. Рябчикова (1976). По составу амфиболы на этой диаграмме попадают в поле актинолит– паргасит (с небольшим количеством чермакитового минала).

Фиг. 3.

Эволюция РТ-параметров при образовании пород массива Луккулайсваара. Породы: 1 – габбро-нориты, 2 – нориты, 3 – анортозиты, 4 – рудные разности. Квадратом выделена область амфиболизации и образования рудных парагенезисов.

Плагиоклаз образует крупные изометричные кристаллы размером до 2–4 мм. Часто в кристаллах плагиоклаза наблюдаются включения других минералов (клино- и ортопироксенов). Состав плагиоклаза варьирует в небольшом интервале, мольная доля анортита составляет 0.68 ± 0.05.

Габбро-нориты

В образцах габбро-норитов из эндоконтакта с метавулканитами (обр. Л-1) и из центральной части массива (Л-9) проанализированы клинопироксен, амфибол, калиевый полевой шпат, хлорит, магнетит, ильменит, кальцит (табл. 5, 6).

Таблица 5.  

Составы минералов из габбро, зона эндоконтакта габбро-норитов (обр. Л-1)

Оксид Amf (n = 10)1) Cpx (n = 4) Ep (n = 2) Chl (n = 5) Ksp (n = 2) Pl (n = 1)
SiO2 42.52(1.32)2) 52.07(3.15) 38.93 25.59(42) 64.77 57.15
TiO2 0.37(5) – – – – –
Al2O3 11.87(1.26) 4.55(2.31) 23.06 19.16(88) 18.42 26.80
FeO 22.15(34) 18.16(1.61) 13.88 30.30(3.2) – 0.30
MnO 0.38(6) 0.35(17) – 0.40(17) – –
MgO 6.81(55) 11.97(1.50) – 12.07(2.1) – –
CaO 11.05(18) 12.05(31) 24.13 – – 8.66
Na2O 1.68(15) 0.85(15) – – – 6.23
K2O 0.52(11) – – – 17.44 0.67
∑ 97.35 100.01 98.04 87.52 100.63 101.61
Коэффициенты кристаллохимических формул3)
Si 6.444 1.979 3.008 2.786 2.991 2.528
Ti 0.042 – – – – –
Al 2.120 0.204 2.100 2.459 1.003 1.491
Fe3+ 0.727 н.р. 0.884 0.000 – 0.011
Fe2+ 2.079 0.576 0.000 2.759 – 0.000
Mn 0.049 0.011 – 0.037 – –
Mg 1.538 0.677 – 1.959 – –
Ca 1.794 0.490 1.997 – – 0.410
Na 0.493 0.063 – – – 0.534
K 0.100 – – – 1.027 0.038
XMg4) 0.419 0.536 – 0.412 – –
XCa 0.751 н.р. н.р. – – 0.418
XAl 0.163 н.р. н.р. н.р. 0.251 0.371

Примечание. 1)n – количество проанализированных зерен минералов. 2) В скобках приведена погрешность определения состава; знак “–” означает отсутствие данного элемента; обозначение “н.р.” – значение не рассчитывали. 3) Пересчет составов минералов на кристаллохимические формулы проводили: для пироксенов – по кислородному методу, на 6 атомов (О); для амфиболов: по сумме Mg + Fe + Mn + Al + Si + Ti = 13 и с учетом суммы зарядов, равной 46; для плагиоклазов и полевых шпатов – по кислородному методу, на 8 атомов (О); для эпидотов по катионному методу – сумма катионов равна 8; для хлоритов – по катионному методу, сумма катионов равна 10. 4)Мольные доли: XMg = Mg/(Mg + Fe + Mn); XCa = Ca/(Ca + Na + K); XAl = Al/(Al + Fe + Mg + Mn + Ti + Si).

Таблица 6.  

Составы минералов из габбро-норитов (Л-9) и анортозитов (Л-42)

Оксид Габбро-нориты Л-9
Pl (n = 3)1) Cpx 1 (n = 5) Cpx 2(n = 3) Ep (n = 5)
SiO2 50.23(22)2) 56.66(61) 52.26(1.1) 38.36(76) 
TiO2 0.04(3) 0.12(5) 0.02(0.01) – 
Al2O3 30.86(52) 2.50(57) 5.67(54) 29.05(63) 
FeO 0.50(11) 7.74(65) 8.66(0.87) 5.82(21) 
MnO – 0.19(10) 0.28(11) – 
MgO – 19.36(43) 16.93(34) – 
CaO 14.61(10) 13.75(42) 13.58(23) 24.67(50) 
Na2O 3.79(28) 0.07(6) 0.49(11) – 
K2O 0.05(4) 0.01 0.02(1) – 
∑ 100.08 100.39 100.42 97.36 
Коэффициенты кристаллохимических формул3)
Si 2.298 2.060 1.907 2.971 
Ti 0.001 0.003 0.000 – 
Al 1.664 0.107 0.242 2.651 
Fe3+ 0.019 н.р. н.р. 0.407 
Fe2+ – 0.235 0.261 – 
Mn – 0.006 0.009 – 
Mg – 1.048 1.019 –
Ca 0.716 0.535 0.526 2.002 
Na 0.336 0.005 0.034 – 
K 0.003 0.000 0.001 – 
XMg – 0.811 0.790 – 
XCa 0.679     – 
XAl 0.419     – 
Оксид Анортозиты Л-42
Pl1 Pl2 Cpx Ep Chl
SiO2 60.44(98) 50.64(22) 56.39(83) 39.52(25) 29.27
TiO2 0.04(3) 0.02(5) 0.12(5) 0.03(3) –
Al2O3 24.65(1.0) 30.85(63) 3.13(72) 32.25(44) 20.53
FeO 0.18(9) 0.46(22) 7.57(22) 2.07(1.1) 14.25
MnO – – 0.20(8) 0.12(8) 0.09
MgO – – 18.84(32) – 23.14
CaO 6.58 (1.1) 14.09(49) 13.50(19) 24.90(36) –
Na2O 8.18(69) 3.67(5) 0.29(8) – –
K2O 0.09(4) 0.08(3) – – –
∑ 100.16 99.81 100.04 98.89 87.28
Коэффициенты кристаллохимических формул3)
Si 2.692 2.316 2.055 2.981 2.928
Ti 0.001 0.001 0.003 0.002 –
Al 1.294 1.663 0.134 2.867 2.420
Fe3+ 0.007 0.008 н.р. 0.167 0.000
Fe2+ – – 0.230 0.000 1.192
Mn – – 0.006 0.008 0.008
Mg – – 1.023 0.000 3.451
Ca 0.314 0.690 0.527 2.012 –
Na 0.706 0.325 0.020 – –
K 0.005 0.004 0.000 – –
XMg4) – – 0.810 – –
XCa 0.306 0.676 – – –
XAl 0.324 0.417 – – –

Примечание. 1)n – количество проанализированных зерен минералов. 2) В скобках приведена погрешность определения состава; знак “–“ означает отсутствие данного элемента; обозначение “н.р.” – значение не рассчитывали. 3) Пересчет составов минералов на кристаллохимические формулы проводили: для пироксенов – по кислородному методу, на 6 атомов (О); для амфиболов: по сумме Mg + Fe + Mn + Al + Si + Ti = 13 и с учетом суммы зарядов, равной 46; для плагиоклазов и полевых шпатов – по кислородному методу, на 8 атомов (О); для эпидотов по катионному методу – сумма катионов равна 8; для хлоритов – по катионному методу, сумма катионов равна 10. 4)Мольные доли: XMg = Mg/(Mg + Fe + Mn); XCa = Ca/(Ca + Na + + K); XAl = Al/(Al + Fe + Mg + Mn + Ti + Si).

Клинопироксен представлен авгитом (фиг. 2), который образует субизометричные кристаллы размером 20–30 мкм без следов резорбции и растворения. Средние составы проанализированных клинопироксенов приведены в табл. 5.

Амфибол образует кристаллы неправильной формы размером до 50 мкм. По составу амфибол попадает в поле актинолит–паргасит с небольшим количеством чермакитового минала. Содержание титана в нем достигает 0.05 формульной единицы. Отмечается сравнительно высокое содержание трехвалентного железа в амфиболах (26% от всего железа; или Fe2+/Fe3+ = 2.87). Средние составы амфибола приведены в табл. 5.

Калиевый полевой шпат образует небольшие ксеноморфные кристаллики размером до 15 мкм. Состав его (табл. 5) отвечает чистому ортоклазу без примесей альбитового минала.

Плагиоклаз встречен в одном изометричном зерне размером до 10 мкм. Его состав отвечает An43.

Ильменит представлен довольно крупными (до 200 мкм) изометричными кристаллами. Состав его отвечает формуле Fe1.06Mn0.05Ti0.94V0.01O3. В зернах ильменита присутствуют вкрапленники магнетита. Магнетит обогащен ванадием (содержание V2O5 доходит до 1 мас. %) и титаном (TiO2 до 0.6 мас. %).

Кроме этого, встречаются также минералы, характерные для измененных магматических пород основного состава, в изученном образце встречаются эпидот и хлорит.

Эпидот образует ксеноморфные зерна размером до 5 мкм, часто контактирующие с амфиболом, что в целом характерно для габброидов, испытавших метаморфизм в условиях эпидот-амфиболитовой фации. Содержание железистого минала эпидота (пистацита) достигает 30 мол. %.

Хлорит представлен образованиями неправильной формы, зачастую встречается в виде примазок. Состав хлорита близок к идеальной стехиометрической формуле (пересчет на сумму катионов 10), магнезиальность хлорита достигает 40 мол. % (табл. 5).

Наблюдаются также небольшие (до 20 мкм), неправильной формы, зерна кальцита. В кальците присутствуют заметные количества магния (MgO до 0.4 мас. %), марганца (MnO до 0.75 мас. %) и железа (FeO до 1.15 мас. %).

Анортозиты

В образце из анортозитов (Л-42) среди главных породообразующих минералов изучены составы плагиоклаза и клинопироксена, среди вторичных–эпидота и хлорита.

Плагиоклаз образует крупные изометричные кристаллы размером до 2–3 мм. Состав плагиоклазов варьирует: по содержанию CaO от 6.6 до 14.1 мас. %; по содержанию Na2O от 8.2 до 3.7 мас. %. Плагиоклаз образует две генерации (табл. 6).

Клинопироксен образует удлиненные кристаллы размером 30–40 мкм без следов резорбции и растворения. Пироксен представлен авгитом (фиг. 2) с содержанием Na2O до 0.3–0.4 мас. %; содержание окиси алюминия до 3.1 мас. %. Средние составы клинопироксенов представлены в табл. 6.

Эпидот образует ксеноморфные зерна размером до 5 мкм, часто контактирующие с плагиоклазом. Содержание железистого минала эпидота не превышает 4.5 мол. %.

Хлорит представлен образованиями неправильной формы. Состав хлорита близок к идеальной стехиометрической формуле (пересчет на сумму катионов 10), магнезиальность хлорита достигает 74 мол. % (табл. 6).

Рудные разности пород

Исследованы составы минералов жил, сложенных габбро-пегматитом и секущих мелкозернистые нориты в привершинной части разреза, содержащей значительное количество сульфидных минералов. Среди главных породообразующих минералов присутствуют ортопироксен, клинопироксен, плагиоклаз, относящиеся к магматическому этапу формирования массива. Амфибол, широко распространенный в изученных образцах, относится к постмагматической стадии, замещая клинопироксен. Вторичными минералами, образующимися по железо-магнезиальным пироксенам и амфиболам в ходе гидротермальной переработки, являются эпидот и хлорит. Кроме того, отмечены отдельные зерна ильменита. Рудные минералы (халькозин Cu2S, борнит Cu5FeS4, миллерит NiS) образуют скопления, часто приуроченные к трещинам, в которых иногда встречаются отдельные кристаллики вторичного кварца. Составы породообразующих минералов приведены в табл. 7.

Таблица 7.  

Составы минералов из рудного габбро-пегматита (обр. Л-13)

 Оксиды Габбро-пегматит Л-13
Opx
(n = 4)1)		 Cpx (n = 5) Am1 (n = 3) Am2 (n = 4) Pl (n = 3) Ep Chl
SiO2 57.04(71)2) 56.06(23) 38.42(99) 42.49(56) 51.72(57) 37.28 30.01
TiO2 0.01 0.01 0.01 0.01 – – –
Al2O3 1.24(32) 1.45(22) 17.20(34) 18.36(67) 30.13(19) 22.50 22.06
FeO 15.21(89) 13.49(51) 23.79(87) 12.99(54) 0.42(15) 13.55 10.56
MnO 0.33(5) 0.34(12) 0.01 0.01 – 0.46 0.34
MgO 24.69(44) 15.49(52) 4.37(34) 10.04(40) – – 25.98
CaO 1.40(5) 13.14(21) 11.63(23) 12.07(42) 13.14(31) 21.36 –
Na2O – – 1.88(11) 1.73(22) 3.85(18) – –
K2O – – 0.90(21) 0.38(11) 0.16(8) – –
∑ 100.96 99.98 98.20 98.07 99.42 95.15 88.95
Коэффициенты кристаллохимических формул3)
Si 2.052 2.106 5.869 6.140 2.365 3.032 2.889
Ti 0.001 0.001 0.001 0.001 – – –
Al 0.078 0.064 3.096 3.127 1.624 2.156 2.503
Fe3+ н.р. н.р. 0.626 0.300 0.016 0.780 –
Fe2+ 0.450 0.423 2.413 1.269 – 0.140 0.850
Mn 0.007 0.011 – – – 0.032 0.028
Mg 1.370 0.867 0.995 2.163 – – 3.729
Ca 0.042 0.529 1.903 1.868 0.644 1.860 –
Na 0.000 0.000 0.557 0.485 0.341 – –
K 0.000 0.000 0.175 0.070 0.009 – –
XMg4) 0.75 0.67 0.292 0.630 – – –
XCa – – 0.722 0.771 0.647 – –
XAl – – 0.238 0.240 0.406 – –

Примечание. 1)n – количество проанализированных зерен минералов. 2) В скобках приведена погрешность определения состава; знак “–“ означает отсутствие данного элемента; обозначение “н.р.” – значение не рассчитывали. 3) Пересчет составов минералов на кристаллохимические формулы проводили: для пироксенов – по кислородному методу, на 6 атомов (О); для амфиболов: по сумме Mg + Fe + Mn + Al + Si + Ti = 13 и с учетом суммы зарядов, равной 46; для плагиоклазов и полевых шпатов – по кислородному методу, на 8 атомов (О); для эпидотов по катионному методу – сумма катионов равна 8; для хлоритов – по катионному методу, сумма катионов равна 10. 4)Мольные доли: XMg = Mg/(Mg + Fe + Mn); XCa = Ca/(Ca + Na + + K); XAl = Al/(Al + Fe + Mg + Mn + Ti + Si).

Ортопироксен представлен субизометричными зернами размером до 50 мкм, часто образующими сростки с клинопироксенами. Ортопироксен характеризуется невысокими содержаниями глинозема (~0.9–1.2 мас. %), оксида кальция (~1.4 мас. %), оксида титана (~0.01 мас. %). Магнезиальность составляет 0.739. По своему составу ортопироксен соответствует магнезиальным пижонитам.

Клинопироксен образует ксеноморфные кристаллы размером до 200 мкм. Для него характерно умеренное содержание магния (MgO до 15.5 мас. %) и кальция (CaO до 13.1 мас. %), невысокие содержания марганца (MnO 0.33 мас. %). Магнезиальность клинопироксена составляет 0.67. По общему составу он может быть отнесен к магнезиальному авгиту (фиг. 2).

Амфибол образует изометричные кристаллиты неправильной формы, размером до 50 мкм. По составам проанализированные амфиболы подразделяются на две группы (генерации). Первая группа (Amf1) характеризуется повышенной железистостью (FeO до 23.8 мас. %) и пониженной магнезиальностью (MgO до 4.4 мас. %). Вторая группа (Amf2) имеет относительно меньшую железистость (FeO до 13 мас. %) и повышенную магнезиальность (MgO до 10.1 мас. %).

Плагиоклаз представлен довольно крупными (до 2–3 мм) изометричными кристаллами. Состав его достаточно постоянный, содержание анортитового минала составляет 64.8 мол. %.

Флюидные включения

В полевом шпате из габбро встречены расплавные и флюидные включения. Расплавные включения представлены тонко раскристаллизованными единичными разностями, в которых иногда заметна газовая фаза, обычно имеют правильную призматическую форму и очень малые размеры – до 5 мкм, что не позволяет определить их состав. Флюидные включения не связаны с ними по своему расположению, встречаются отдельными небольшими группами или вдоль залеченных трещин, также довольно мелкие – до 10 мкм. Криометрическим методом были изучены однофазные жидкие включения, расположенные в коротких трещинах, не выходящих за пределы зерна. По этому признаку их можно отнести к первично-вторичным включениям. Они содержат жидкую углекислоту с плотностью 0.8965–1.0065 г/см3 (температура гомогенизации в жидкость –11…–15°С).

В габбро-норитах встречены аналогичные вышеописанным расплавные и углекислотные включения с температурами гомогенизации в жидкость в пределах –12...–13°С, что отвечает плотностям углекислоты 0.9916–0.9964 г/см3.

Помимо однофазных углекислотных включений в трещинах нескольких генераций, выходящих за пределы зерна, встречены двухфазные газ + жидкость разности. Это явно вторичные включения.

Двухфазные включения более ранней генерации, размером до 15–30 мкм, имеют призматическую или неправильную форму и содержат водно-солевые растворы. Температуру эвтектики надежно измерить не удалось, но она явно ниже –27°С. Больше всего это похоже на растворы MgCl2. Плавление льда происходит в интервале температур от –4.0 до –2.7°С, что отвечает концентрации 6.5–4.5 мас. % NaCl-экв. Гомогенизация в жидкость происходит при 270–275°С.

Более поздние включения неправильной или призматической формы гомогенизируются в жидкость при 167–185°С. Эвтектика плавится при температуре –21…–20°С, что близко к значениям эвтектики для NaCl-растворов. Плавление льда происходит в интервале температур от –1.5 до –1.2°С, что отвечает концентрации 2.6–2.1 мас. % NaCl-экв.

В рудных разновидностях пород расплавные включения не встречены, а среди флюидных можно выделить несколько генераций. Наиболее ранние единичные или расположенные небольшими группами включения жидкой углекислоты размером до 30 мкм, мелкие трехфазные газ + жидкость + + кристаллы вторичные включения и поздневторичные высокоплотные двухфазные включения неправильной амебовидной формы, с небольшим пузырьком пара.

Плавление во включениях жидкой углекислоты происходит при –58…–57°С, что свидетельствует о небольшой – около 5 мол. % – примеси низкокипящих газов (N2 или CH4). Гомогенизация в жидкость происходит при температурах ‒15…–13°С, что отвечает плотностям углекислоты 1.0062–0.9964 г/см3.

В трехфазных включениях газ + жидкость + + кристаллы при нагревании кристаллические фазы растворяются при температуре 338–340°С, что отвечает содержаниям приблизительно 43 мас. % NaCl-экв. Пузырек пара исчезает при 458–465°С.

Гомогенизация в жидкость поздневторичных двухфазных включений происходит при температурах 120–160°С. По результатам криометрии в них содержатся низкоконцентрированные растворы: 0.35–1.4 мас. % NaCl-экв.

Наличие нескольких генераций вторичных включений свидетельствует о наложенных процессах. Однако их трудно сопоставить с каким-либо конкретным этапом изменения пород – хлоритизацией или другим эпизодом. Исключение, вероятно, можно сделать для высококонцентрированных растворов, представленных трехфазными включениями: они встречаются только в породах, в которых развита сульфидная (рудная) минерализация.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Составы пород массива

Как уже упоминалось выше, мы приняли классификацию пород массива, приведенную в работе В.А. Глебовицкого и др. (Glebovitsky et al., 2001). Представляется, что для решения наших задач – оценки физико-химических параметров эволюции магм, процессов кристаллизации и постмагматической истории массива Луккуллайсваара – целесообразно в первую очередь исследовать наиболее широко распространенные разности пород. Результаты анализов отобранных нами образцов (табл. 1) практически совпадают с приведенными в указанной публикации составами пород.

Оказалось, что в ряду габбро-норит–норит– анортозит средние содержания SiO2 (51.4 мас. %) практически одинаковы, а для рудных разностей характерно некоторое снижение содержания кремнезема – до 47.4 мас. %. Содержание глинозема максимально в анортозитах (21.39 мас. %) и минимально в рудных разностях пород (13.76 мас. %). В табл. 1 приведены также некоторые параметры составов изученных пород. Сравнение параметров указывает на генетическую близость габбро и норитов, в то время как анортозиты весьма существенно отличаются от них по величинам мольной доли алюминия и A/CNK и отношения AlSi. Рудные разности пород также весьма отличаются от габбро и норитов. Нормативные составы (CIPW), приведенные в табл. 2, также свидетельствуют о существенном отличии анортозитов и рудных разностей пород от группы габбро-норитовых пород. По-видимому, можно предположить образование анортозитов при дифференцировании исходного расплава габбро-норитового состава в процессе магматического замещения по Д.С. Коржинскому. Рудные разности пород, очевидно, обязаны своим преобразованием позднемагматическим и постмагматическим процессам: автометасоматозу, метаморфизму и гидротермальному воздействию вторичных флюидов. И тектонические движения, и подток глубинных флюидов в течение длительной геологической истории региона оказывали существенное постмагматическое воздействие на породы массива и способствовали концентрированию рудного вещества.

Расчет хода кристаллизации магм

В обзоре предшествующих работ, посвященных изучению массива Луккулайсваара (Шарков, Леднева 1993), приводятся выводы о том, что внедрение основных расплавов и кристаллизация протекали при давлении 7 кбар. В.А. Глебовицкий и др. (Glebovitsky et al., 2001) на тренде РТ-эволюции вещества при генезисе пород массива приводят интервал давлений от 11 до 3 кбар. Моделирование условий постмагматической эволюции пород массива Луккулайсваара и образование вторичных минеральных ассоциаций по данным С.В. Семенова и др. (2008) осуществлялся в режиме декомпрессии при температуре от 800 до 350°С и давлении от 10 до 2.5 кбар.

В последние десятилетия разработаны расчетные методы, позволяющие по составу пород оценивать ход их кристаллизации (мы использовали программу “Петроло” (Danyushevsky, Plechov, 2011)). Кроме того, в работах (Putirka, 2008) предложены методы оценки РТ-параметров по составу ликвидусных фаз (пироксенов, плагиоклазов), находящихся в равновесии с магматическим расплавом. Эти методы, основанные на экспериментальных данных, успешно использовались для оценки хода эволюции расплавов океанических базальтов. Поскольку валовые составы наших пород сходны с базальтами, этот расчетный комплекс методов можно применить для оценки ТР-параметров эволюции первичных расплавов вплоть до внедрения и кристаллизации пород массива.

Как указывалось выше, исходя из составов изученных пород, используя программный комплекс “Петролог” (версия Petrolog 3.0.0.7), проведен расчет хода кристаллизации соответствующих магм: оценено, какие именно и при каких температурах появлялись ликвидусные фазы, а также последовательность и температура начала кристаллизации последующих минеральных фаз (табл. 3). Были приняты следующие начальные параметры: давление 10 кбар (Glebovitsky et al., 2001), содержание воды в расплаве 0 и 2 мас. %. Оказалось, что первой ликвидусной фазой для габбро-норитов является ортопироксен, а для норитов и рудных разностей пород – оливин, для анортозитов – плагиоклаз. Максимальная температура появления ликвидусной фазы для “сухих” расплавов: у анортозитов 1378°С, у рудных разностей – 1366°С. Нориты в “сухих” условиях начинают кристаллизоваться при 1339°С; самая низкая температура начала кристаллизации – у габбро-норитов (1250°С). При содержании 2 мас. % воды порядок кристаллизации не меняется, в то время как температуры начала кристаллизации для норитов и габбро-норитов в среднем снижаются на 90°С, а для анортозитов снижение температуры составляет около 170°С.

Величины давления магмогенерации мы можем оценить лишь ориентировочно, рассматривая значения, полученные при оценках РТ-параметров по составам ликвидусных фаз – в среднем самые высокие значения давления составляют 12.6 ± 0.6 кбар (при интервале значений от 12 до 13.5 кбар).

Минералы массива Луккулайсваара

Минералы массива подразделяются по своему генезису на две главные группы. Первая – минералы магматического генезиса (Ol, Spl, CPx, OPx, Pl, Ilm, Mt). Все они представлены в табл. 3, в которой показан ход последовательной кристаллизации различных по составу пород массива, рассчитанный с использованием программы Petrolog 3.0.0.7. Равновесия этих минералов друг с другом и с магматическим расплавом использованы при оценке РТ-параметров магматической стадии: начала кристаллизации первых ликвидусных фаз, этапа движения (подъема) магмы, внедрения и окончательной кристаллизации (фиг. 2).

Необходимо заметить, что на этой первой, магматической стадии, в процессе кристаллизации при давлениях ниже 15 кбар, может происходить отделение сульфидных капель от силикатного расплава (Горбачев, 1989). Первой фазой является моносульфид железа, который при снижении РТ-параметров начинает концентрировать в себе рудные металлы (Ni, Cu) и элементы платиновой группы, давая начало процессам оруденения массива.

Минералы второй группы начинают образовываться на последних стадиях кристаллизации в присутствии флюидов магматогенного происхождения за счет реакций железо-магний-содержащих минералов (оливина, шпинели, пироксенов) с плагиоклазом, в условиях отделения летучих от пород массива. На этой стадии происходит образование амфиболов и рекристаллизация плагиоклаза со смещением его состава в сторону более кислых разностей. В зонах эндоконтакта с вмещающими породами за счет метасоматических реакций образуются парагенезисы с калиевым полевым шпатом. Происходит рекристаллизация рудных минералов. На этой стадии образуются эпидот и хлорит. За счет тектонических процессов при гидротермальном преобразовании пород массива по трещинам образуются кварцевые жилы, иногда содержащие сульфидное вещество. На основе исследования составов минералов позднемагматической и гидротермальной стадий можно оценить условия, при которых протекали процессы их образования.

Минеральные равновесия. Результаты расчета температур и давлений по равновесиям минералов представлены в табл. 8. Величины давлений при выплавлении магм, вероятно, были выше 13.5–14.5 кбар (с учетом средней погрешности оценки давлений ±2 кбар). Это соответствует глубине 45–50 км, приблизительно на границе Мохоровичича. При движении магматического расплава вверх происходило снижение давления до 9.6 ± 1.8 кбар, температуры от ~1300 ± 50 до 1050 ± ± 60°С. Одновременно с понижением РТ-параметров нарастала степень закристаллизованности расплава. Таким образом, результаты проведенных расчетов свидетельствуют, что внедрение магмы во вмещающие архейские гнейсы происходило при 1050°С и давлении 9.6 ± 1.8 кбар. Нами оценена степень закристаллизованности габбро-норитов при 1100°С и давлении 10 кбар: в случае “сухого” расплава кристаллизуется около 70% расплава (Spl, Opx, Cpx, Pl); если содержание воды составляет 2 мас. % – степень закристаллизованности отвечает примерно 25% (Opx, Spl, Cpx). Окончательная кристаллизация расплава происходила при незначительном снижении давления от 9.6 ± 1.8 до 8.7 ± 0.8 кбар (в среднем 9.0 ± 1.3 кбар) и падении температуры от 1050 ± 60 до 800 ± 80°С. При этом осуществлялась полная кристаллизация расплава и образовывались парагенезисы габбро-норитов, норитов и анортозитов (Opx, Cpx, Pl, Spl, Mt). При кристаллизации выделялся флюид, ранее растворенный в расплаве, и при снижении температуры ниже 800°С происходило образование амфиболов. По данным изучения флюидных включений, отделяющийся флюид был обогащен углекислотой и имел плотность около 1.01 г/см3, при 1050°С давление соответствует 8.1 кбар, т.е. результаты изучения флюидных включений высокоплотной углекислоты в целом согласуются с данными расчетов по минеральным термометрам и барометрам с учетом погрешности. Следует отметить, что полученные нами значения давления при кристаллизации массива от 9.6 ± 1.8 до 8.7 ± ± 0.8 кбар несколько ниже, чем приведенные в работе С.В. Семенова и др. (2008), но, в то же время, выше значений давления при внедрении и начале кристаллизации, приведенных в работе Е.В. Шаркова и Г.В. Ледневой (1993).

Таблица 8.  

Параметры петро- и минералогенеза массива Луккулайсваара (определены по различным минеральным термометрам)

№ обр. Место взятия Парагенезис Термометр (барометр) Минералы1) Т °С Р, кбар
Габброиды, ведущий парагенезис: Pl + Cpx ± Opx + (Amf + Ep ± Chl).
Ликвидусная фаза – клинопироксен
Л-1 Верхний контакт Cpx + Amf + Ep + + Chl + Ksp + Pl Putirka, 2008 Cpx-liq 1260 ± 20 13.0 ± 2.5
      CpxBar Cpx 1200* 11.1 ± 2
      Amf-Pl Amf-Pl 735 ± 25 6.3 ± 1.5
      TWQ2.3.2 Amf + Pl + Cpx + + Ep 530 6
      Amf-Cpx Amf + Cpx 640 –
      2-Fsp Pl + Ksp 490 4?
      Chl Chl 270 –
Л-9 Вершина микрогаббро Pl + Cpx + Amf + + Ep Putirka, 2008 Cpx-liq 1270 ± 20 9.0 ± 2.5
      Putirka, 2008 Pl-liq 1160 10 ± 2
      CpxBar Cpx 1200* 13.5 ± 2.8
      Amf-Cpx Amf + Cpx 780 –
      Amf-Pl Amf + Pl 780 –
      TWQ2.3.2 Amf + Pl + Cpx 540 7
Л-11 Вершина Cpx + Opx + Am + + Pl Nimis, Ulmer, 1998 Cpx-liq 1335 12.8 ± 2
      Putirka, 2008 Cpx-liq 1270 ± 20 9.0 ± 2.5
      CpxBar Cpx 1200* 12 ± 2
      Перчук, Рябчиков, 1976 Cpx-Opx 895 –
      TWQ2.3.2 Amf + Pl + Cpx + + Opx 855 8.1 ± 1.5
      Amf-PT Amf + Pl 750 8.9 ± 2.5
      Amf-Cpx Amf + Cpx 750–520  
Л-11-1     Симакин, Шапошникова, 2016 Amf – 8.3
Л-11-2     Симакин,
Шапошникова, 2016 		Amf – 10.9
349 Предвершина Pl + Opx + Amf + + Ep Putirka, 2008 Opx-liq 1205 9 ± 2
      Перчук, Рябчиков, 1976 Opx-Am 900 –
      Amf-PT Amf1 + Pl1 810 8.9
      Amf-PT Amf1 + Pl2 815 8.7
      Amf-PT Amf2 + Pl1 750 5.8
      TWQ2.3.2 Opx-Pl-Amf 420 6
№ обр. Место взятия Парагенезис Термометр (барометр) Минералы1) Т°С Р, кбар
Габбро-нориты, ведущий парагенезис: Pl + Opx + Cpx Ликвидусная фаза – ортопироксен
Л-32 300 м на запад от базы “Норит”, канава 166 Габбро-норит Pl + + Opx + Cpx + Amf Putirka, 2008 Opx-liq 1180 10 ± 2
    Симакин,
Шапошникова, 2016 		Amf – 10.1
      Pl-liq? 1060 7.5
    Amf-PT Amf1-Pl 740 7.4
    Amf-Cpx Amf1 + Cpx 750 –
    Amf-Cpx Amf2 + Cpx 600 –
Л-13 Вершина Габбро-пегматит рудный Amf-PT Amf-Pl 800 8.3 ± 2
    TWQ2.3.2 Amf + Cpx + Opx 785 7.9 ± 2
    Перчук, Рябчиков, 1976 Amf-Cpx 650 –
    Chl Chl 240 –
Л-13-1   Симакин,
Шапошникова, 2016 		Amf – 7.6
Л-13-2   Симакин,
Шапошникова, 2016 		Amf – 12.4
Анортозиты, ведущий парагенезис Pl + Cpx
Ликвидусная фаза – плагиоклаз
Л-42 Канава (Т100 – “Норит”) Анортозит Pl + + Cpx + Amf + Ep + + Сhl Putirka, 2008 Pl-liq 1240 12 ± 1
    CpxBar Cpx 1200* 12 ± 2
    TWQ2.3.2 Amf + Cpx + Pl + + Ep 740 7 ± 1.5
    Перчук, Рябчиков, 1976 Amf-Cpx 840 –
    Перчук, Рябчиков, 1976 Amf + Pl 750–550 –
    Amf-PT Amf-Pl 670–530 4 ± 0.5
    Chl Chl 240 –

Примечание. 1) – минералы, по которым рассчитывали РТ-параметры; * – температура, при которой определяли давление.

Рудные разности пород имеют большее содержание MgO, FeO, пониженные (относительно габброидов и анортозитов) концентрации SiO2 и (Na2O + K2O) (табл.1). В целом ход их кристаллизации близок к габброидным разностям. Содержание серы в рудных разностях пород в среднем составляет около 1–1.5 мас. %. По данным Н.С. Горбачева (1989), при 1350°С в обводненном основном базальтовом расплаве максимальное содержание серы составляет при 15 кбар около 0.7 мас. %. С понижением давления растворимость серы в расплаве уменьшается. Это свидетельствует о том, что в магматическом расплаве массива Луккулайсваара присутствовали капли сульфидного вещества. В пользу этого свидетельствует также наличие рудных сульфидных минералов (халькопирита, пирита, пентландита) в габброидных породах.

Дальнейшее развитие массива (фиг. 2) происходило при снижении температуры и давления при одновременном воздействии метаморфических процессов. При температурах 800–650°С и давлениях 8–6 кбар продолжалось формирование равновесных ассоциаций амфиболов и плагиоклазов, сопровождающееся развитием рудной (сульфидной) минерализации. В дальнейшем температура снижалась до 490–550°С, а давление – до 4 кбар. Происходило образование эпидота и цоизита. Равновесия амфиболов, клинопироксенов, плагиоклазов с цоизитом показывают значения температур от 650 до 500°С и давлений от 6 до 4 кбар.

Для образца габбро-норита (Л-1) расчет равновесия плагиоклаза и калиевого полевого шпата при давлении 4 кбар приводит к температуре 490°С. Однако гидротермальная переработка продолжалась и при более низких значениях ТР-параметров. Об этом свидетельствует широкое развитие процессов хлоритизации (оценки температур по составам хлоритов дают значения 220–270°С) и образование кварцевых жил, которое шло при температурах ниже 400°С.

Флюидные включения

Включения высокоплотной углекислоты в плагиоклазе габбро идентифицированы нами как первично-вторичные, т.е. захваченный ими флюид отражает условия кристаллизации. Согласно расчетам (табл. 8), первые кристаллы плагиоклаза появились при температуре 1160°С (равновесие плагиоклаз–расплав). Исходя из плотностей углекислоты, содержащейся во включениях, давление при этом составляло 10.5 кбар. Интервал температур и давлений, при которых в дальнейшем осуществлялась совместная с другими минералами кристаллизация полевого шпата, рассчитан по ряду минеральных равновесий. Он отвечает значениям от 815°С (равновесие Amf–Pl) до 420°С (равновесие TWQ 2.3.2), давление при этом изменялось от 8.9 до 6 кбар. Данные изучения величин плотностей углекислотных включений позволили рассчитать давления при этих температурах: для максимальных плотностей это 7.8–4.2 кбар, для минимальных 4.8–2.6 кбар. Полученная при расчетах температура 420°С представляется заниженной и отражает, по-видимому, изменение состава минералов вследствие наложенных процессов. Поэтому следует ориентироваться на значения 530–540°С как нижней границы кристаллизации плагиоклаза. При этой температуре давление по данным флюидных включений составляет около 5.4–5.5 кбар. Таким образом, по данным изучения флюидных включений, давление при кристаллизации плагиоклаза габбро снижалось от 10 до 5.4 кбар.

Согласно расчетам по минеральным равновесиям, кристаллизация габбро-норитов протекала при 1180–600°С и 10–7.4 кбар. (табл. 8). Равновесие плагиоклаз–расплав осуществлялось при 1060°С. Исходя из данных изучения включений, давление при этом отвечало 8.1–8.0 кбар. Результаты расчетов РТ-условий совместной кристаллизации полевого шпата, амфибола и других минералов габбро-норитов по различным минеральным термометрам свидетельствуют, что происходила она в интервале 800–740°С и 8.3–7.4 кбар, а при 240°С появляется хлорит. По данным изучения флюидных включений, давление при этом соответствовало 7.8–7.4 кбар.

К сожалению, обнаруженные вторичные водно-солевые включения трудно привязать к определенному этапу минералообразования в габбро-норитах. Более ранняя генерация с температурой гомогенизации около 270–275°С, содержащая растворы с концентрацией до 6.5 мас. % NaCl-экв. и плотностью 0.78 г/см3, не может соответствовать этапу хлоритизации в силу своей высокой температуры: тогда давление этого процесса было бы ниже 100 бар.

Второй, более поздний, тип вторичных включений с температурой гомогенизации 167–185°С имеет меньшую соленость (до 2.6 мас. % NaCl-экв.) и плотность около 0.88 г/см3. Можно предположить, что эти включения самой поздней генерации отражают этап хлоритизации. В этом случае при температуре 270°С давление соответствовало 1.2–1.8 кбар.

Плотность углекислотных включений в рудных разностях пород при температуре 800°С, отвечающей расчетам по равновесию амфибол–плагиоклаз, указывает на давление около 7.7 кбар.

Таким образом, обобщая вышесказанное, можно утверждать, что в изученных породах массива Луккуллайсваара включения высокоплотной углекислоты в целом отражают условия образования амфибол-плагиоклазовых ассоциаций этих пород. Некоторые различия в значениях давления, полученных по разным оценкам – включениям и минеральным равновесиям – укладываются в погрешность расчета. Наличие нескольких генераций вторичных включений свидетельствует о наложенных процессах. Однако их трудно сопоставить с каким-либо конкретным этапом изменений пород – хлоритизацией или другим эпизодом. Исключение, вероятно, можно сделать для высококонцентрированных растворов, представленных трехфазными включениями: они встречаются только в породах, в которых развита сульфидная (рудная) минерализация. Если предположить, что захватывались эти включения при давлении 4 кбар, температура захвата их близка к 850°С. Обнаружение этих (трехфазных) включений может свидетельствовать о том, что сульфиды отлагались при более низких давлениях, а возможно, и температурах.

Результаты изучения флюидных включений позволяют утверждать, что эволюция основного магматического расплава происходила в относительно “сухих” условиях. Основная масса включений образовалась в два основных этапа: (1) при кристаллизации массива; (2) на постмагматической гидротермальной стадии. Включения первого этапа представлены высокоплотными углекислыми включениями, флюид был обогащен углекислотой. На постмагматической стадии захватывались водно-солевые порции флюида, практически не содержащие углекислоты. Ранние двухфазные включения имеют более высокую соленость и представлены растворами, обогащенными, по-видимому, MgCl2. На низкотемпературной (гидротермальной) стадии образовывались двухфазные водно-солевые включения невысоких концентраций. Таким образом, можно сделать вывод о смене режима флюидов на постмагматическом этапе эволюции пород массива. Этот факт может быть связан с наложенными более поздними процессами метаморфизма и воздействием гидротермальных флюидов на породы массива Луккулайсваара.

Тренды изменения РТ-параметров на различных стадиях формирования массива можно описать линейными зависимостями типа: P(кбар) = A + + B*(Т°C/1000). Результаты расчетов представлены в табл. 9. Из рассмотрения данных таблицы видно, что максимальное значение коэффициента B уравнения зависимости P = f(t/1000), отвечающей за соотношение Р/(Т × 1000–3) на стадии подъема магматического расплава ~17.7, для этапа кристаллизации изменение давления при значительном снижении температуры невелико (В = 3.46). Гидротермальный, постмагматический этап, характеризуется более высоким соотношением Р/(Т × 1000–3); В = 6.7. Если воспользоваться данными по оценке давления по флюидным включениям, третий, постмагматический этап разбивается на три интервала: (а) высокотемпературный (Т°C = 800→700), B = 8.004; (б) среднетемпературный (Т°C = 750→450), B = = 11.22; (в) низкотемпературный (Т°C = 450→200), B = 15.11. Эти этапы постмагматической эволюции характеризовались тектоническими нарушениями, которые способствовали появлению трещин в минералах с последующим захватом порций флюида и залечиванием трещин. Процессы гидротермальной переработки массива проходили при температурах от 800 до примерно 500°C при снижении давления от 7–8 до 3–4 кбар. При этом происходила интенсивная рекристаллизация рудных минералов и их концентрирование в “зонах разгрузки”. По-видимому, гидротермальная переработка продолжалась и при более низких значениях РТ-параметров. Об этом свидетельствует широкое развитие процессов хлоритизации (270–240°C и 2.5–1.5 кбар). С этими процессами связано образование кварцевых жил на самых поздних этапах постмагматической эволюции пород массива Луккулайсваара.

Таблица 9.  

Параметры эволюции массива Луккулайсваара и коэффициенты линейных уравнений вида: P(кбар) = = A + B*(Т°C/1000), описывающих различные этапы процесса

Этап Интервал
Т, °С 		Ex6), (°С) Интервал Р (кбар) Ex7), (кбар) А В Ex8), (кбар)
Подъем магмы1) 1350→1060 ±60 13.5→9.6 ±1.8 –10.796 17.734 0.9
Кристаллизация1) 1060→800 ±70 9.6→8.7 ±1.3 5.9321 3.4601 1.4
Постмагм.2) 800 →490 ±40 8.7→4.0 ±0.7 2.0690 6.70770 0.7
Постмагм.3) 800→700 ±40 6.5→5.5 ±0.1 –0.12219 8.00382 0.05
Постмагм.4) 750→450 ±30 5.5→2.5 ±0.1 –2.8938 11.2169 0.07
Постмагм.5) 450→200 ±30 4.0→1.0 ±0.1 –2.1115 15.1156 0.09

Примечание. 1)РТ-параметры рассчитывали по составам ликвидусных фаз в равновесии с расплавом, при кристаллизации параметры рассчитывали по составам сосуществующих минеральных фаз; 2) постмагматический этап – РТ- параметры рассчитаны по различным минеральным термо- барометрам; 3) расчет температуры по составам минералов в парагенезисах, расчет давления по плотностям углекислоты во флюидных включениях; 4) расчет температуры по минералам, давления – по водным флюидным включениям 1-й генерации; 5) расчет температуры по минералам, давления – по водным флюидным включениям 2-й генерации; 6) погрешность расчета температуры; 7) погрешность оценки давления; 8) погрешности экстраполяции данных уравнениями вида: Р(кбар) = А + В*(Т°C/1000), в кбар.

ВЫВОДЫ

Таким образом, полученные данные позволяют сделать вывод о том, что габбро-норитовый массив Луккулайсваара формировался в 3 этапа: первый – магматический (внедрение основного расплава и его кристаллизация); второй – позднемагматический, связанный с автометасоматической переработкой отделяющимися флюидами, и третий – гидротермальный, связанный с более поздними процессами. Полученные результаты свидетельствуют, что кристаллизация пород массива началась при температуре выше 1100–1200°С и давлении ~10–13.5 кбар. Следующий этап, зафиксированный межфазовым распределением элементов в равновесиях амфибол–плагиоклаз, характеризуется охлаждением до температуры 800–650°С и снижением давления до 7–8 кбар. Дальнейшее понижение температуры ниже 600°С сопровождалось снижением давления до 4 кбар и характеризуется широким развитием процессов образования эпидота (цоизита) по амфиболу, клинопироксену и плагиоклазу. Хлоритизация железо-магнезиальных минералов осуществлялась в гидротермальных условиях при температуре 220–270°С.

Список литературы

  1. Авченко О.В. Минеральные равновесия в метаморфических породах и проблемы геобаротермометрии. Отв. ред. М.А. Мишкин. М.: Наука, 1990. 180 с.

  2. Барков А.Ю. Зональность, вариации состава, механизмы замещения элементов и ассоциации редких рудных минералов из мафит-ультрамафитовых комплексов: автореф. дисс. … д-ра геол.-мин. наук. Череповец, 2012. 37 с.

  3. Барков А.Ю., Леднев А.И., Меньшиков Ю.П. Некоторые закономерности распределения и изменения составов минералов платиновых элементов в массиве Луккулайсваара (Северная Карелия) // Докл. АН. 1992. Т. 323. № 3. С. 539–544.

  4. Берковский А.Н., Зильберштейн А.Х., Глебовицкий В.А., Семенов В. С., Шалаев В.С. Оценка давления магмы при внедрении на примере интрузивов Кивакка, Луккулайсваара, Ципринга (Северная Карелия) // Докл. АН. 1999. Т. 366. № 5. С. 660–663.

  5. Горбачев Н.С. Флюидно-магматическое взаимодействие в сульфидно-силикатных системах. М.: Наука, 1989. 127 с.

  6. Гроховская Т.Л., Дистлер В.В., Захаров А.А., Клюнин С.Ф., Лапутина И.П. Ассоциации минералов платиновых металлов в расслоенном интрузиве Луккулайсваара, Северная Карелия // Докл. АН СССР. 1989. Т. 306. № 2. С. 430–434.

  7. Гроховская Т.Л., Дистлер В.В., Клюнин С.Ф., Захаров А.А., Лапутина И.П. Малосульфидная платиновая минерализация массива Луккулайсваара (Северная Карелия) // Геология руд. месторождений. 1992. № 2. С. 32–50.

  8. Кольцов А.Б., Семенов В.С. Процессы постмагматических преобразований платиноносных пород расслоенного массива Луккулайсваара // Геохимия. 2000. № 11. С. 1149 –1158.

  9. Котельников А.Р., Сук Н.И., Ковальский А.М., Котельникова З.А. Минералы – индикаторы ТРХ-параметров петрогенеза и задачи экспериментальной минералогии // Электрон. науч.-информ. журнал “Вестник Отделения наук о Земле РАН”. № 1(27)'2009. М.: ИФЗ РАН, 2009.

  10. Монтин А.С. Особенности геологического строения и платиноносность расслоенного массива Луккулайсваара в Северной Карелии: автореф. дисс…. канд. геол.-мин. наук. Москва, 2009. 122 с.

  11. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Недра, 1976. 287 с.

  12. Семенов С.В., Глебовицкий В.А., Кольцов А.Б., Семенов В.С., Корнеев С.И., Саватенков В. М. Метасоматические процессы в расслоенном интрузиве Луккулайсваара, формирование малосульфидной платинометальной минерализации (Россия) // Геология руд. месторождений. 2008. № 4. С. 283–310.

  13. Семенов С.В. Генетические типы Fe–Ni–Cu-сульфидного и платинометального оруденения в расслоенном базит-ультрабазитовом интрузиве Луккулайсваара (Северная Карелия): автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук. СПб.: ИГГД РАН, 2012. 23 с.

  14. Симакин А.Г., Шапошникова О.Ю. Новый амфиболовый геобарометр для высокомагнезиальных андезитовых и базальтовых магм // Петрология. 2017. Т. 25. № 2. С. 215–230.

  15. Чевычелов В.Ю. Распределение летучих, породообразующих и рудных компонентов в магматических системах: экспериментальные исследования: автореф. дисс. … д-ра геол.-мин. наук. Москва, 2013. 62 с.

  16. Шарков Е.В., Леднева Г.В. Петрология платиноносных микрогабброидов из расслоенного интрузива Луккулайсваара (Северная Карелия) // Записки всероссийского минералогического общества. Ч. CXXII. 1993. № 4. С. 35–55.

  17. Amelin Yu.V., Heaman L.M., Semenov V.S. U-Pb geochronology of layered mafic intrusions in the Eastern Baltic Shield: implication for the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting // Precambrian Research. 1995. V. 75. P. 31–46.

  18. Barkov A.Yu., Lednev A.I. A rhenium-molybdenum-copper sulfide from the Lukkulaisvaara layered intrusion, northern Karelia, Russia // Eur. J. Mineral. 1993. № 5. P. 1227–1233.

  19. Barkov A.Y., Martin R.F., Tarkian M., Poirier G., Thibault Y. Pd–Ag tellurides from a Cl-rich environment in the Lukkulaisvaara layered intrusion, Northern Russian Karelia // Can. Mineral. 2001. V. 39. P. 639–653.

  20. Barkov A.Yu., Martin R.F., Laajoki K.V.O. et al. Paragenesis and origin of stavrolite from a palladium-rich gabbronorite: an anusual occurrence of the Lukkulaisvaara layered intrusion, Russian Karelia // N. Jb. Miner. Abh. 1999. V. 175. P. 191–222.

  21. Berman R.G. Geological Survey of Canada, Open file 5462. “WinTWQ (version 2.3)”: A software package for performing internally-consistent thermobarometric calculations. 2007.

  22. Cathelineau M., Neiva D. A chlorite solid solution geothermometer. The Los Azufres (Mexico) geothermal system // Contrib. Mineral. Petrol. 1985. V. 91. P. 235–244.

  23. Dale J., Holland T., Powell R. Hornblende-garnet-plagioclase thermobarometry: a natural assemblage calibration of the thermodynamics of hornblende // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 140. P. 353–362.

  24. Danyushevsky L.V., Plechov P. Petrolog 3: Integrated software for modeling crystallization processes // Geochem. Geophys. Geosyst. 2011. V. 12, Q07021, https://doi.org/10.1029/2011GC003516

  25. Glebovitsky V.A., Semenov V.S., Belyatsky B.V., Koptev-Dvornikov E.V., Pchelintseva N.F., Kireev B.S. The structure of the Lukkulaisvaara intrusion, Oulanka group, Northern Karelia: petrological implications // Can. Mineral. 2001. V. 39. P. 607–637.

  26. Nekvasil H. Ternary feldspar/melt equilibria: a review // In: Feldspars and their reactions. NATO ASI series. I. Parsons (ed.) 1994. V. 421. 650 p.

  27. Nimis P., Ulmer P. Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Part 1: An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems // Contrib Mineral. Petrol. 1998. V. 133. P. 122–135.

  28. Nimis P. Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Part 2. Structural geobarometers for basic to acid, tholeiitic and mildly alkaline magmatic systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 135. P. 62–74.

  29. Putirka K. Thermometers and barometers for volcanic systems // In: Putirka, K., Tepley, F. (Eds.). Minerals, Inclusions and Volcanic Processes, Reviews in Mineralogy and Geochemistry. Mineralogical Soc. Am. 2008. V. 69. P. 61–120.

  30. Webster J.D. Chloride solubility in felsic melts and the role of chloride in magmatic degassing // J. Petrol. 1997. V. 38. № 12. P. 1793–1807.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геология рудных месторождений

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал