1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 31, № 6, 2023

Петрология, 2023, T. 31, № 6, стр. 602-622

Метасоматическое преобразование амфиболитов в корундсодержащие плагиоклазиты: зональность, численная модель процесса (на примере уникального месторождения Хитостров, Фенноскандинавский щит)

С. А. Бушмин a, *, А. Б. Кольцов a, Ю. М. Лебедева a, Е. В. Савва a

a Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
Санкт-Петербург, Россия

* E-mail: s.a.bushmin@ipgg.ru

Поступила в редакцию 17.11.2022
После доработки 13.02.2023
Принята к публикации 16.03.2023

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены результаты исследования десилицированных пород средней коры уровня амфиболитовой фации на примере корундсодержащих плагиоклазитов по метабазитам уникального месторождения Хитостров в Беломорско-Лапландском орогене Фенноскандинавского щита. Основное внимание уделено новым геологическим данным, документации и анализу метасоматической зональности, определению Р-Т условий ее формирования и модели метасоматического процесса.

Ключевые слова: метасоматоз, десиликация амфиболитов, корундовые плагиоклазиты, метасоматическая зональность, численное моделирование

ВВЕДЕНИЕ

Флюиды играют значительную роль во всех процессах образования и преобразования пород коры и мантии, а в процессах метаморфизма и метасоматоза им принадлежит ведущая роль. Циркуляция флюидных потоков в широком диапазоне Р-Т условий сопровождается взаимодействием с окружающими породами. Это приводит к появлению на разных уровнях коры и литосферной мантии флюидов c контрастными, аномальными свойствами, определяющими способность вызывать метасоматоз (например, Аранович и др., 2010; Manning, 2013, 2018; Manning, Aranovich, 2014; Bebout, Penniston-Dorland, 2016; Аранович, 2017; Сафонов и др., 2019; Иванов, Бушмин, 2019; Manning, Frezzotti, 2020; Steele-MacInnis, Manning, 2020). Знания о химическом составе и свойствах флюидов являются фундаментальной основой для понимания причин геофизических аномалий, транспорта элементов и образования руд, в первую очередь, в земной коре, где сосредоточены и рудные месторождения, и очаги землетрясений. Свойства таких флюидов отражаются, прежде всего, в особенном минеральном составе метасоматических пород. Наиболее информативными для изучения свойств флюидов являются зоны инфильтрационного метасоматоза, состав которых в значительной степени определяется свойствами самих флюидов. К регионам, где метасоматическим явлениям такого рода уделялось много внимания, относится Фенноскандинавский щит.

На Фенноскандинавском щите в Фенно-Карельском кратоне и в активных структурах, развивавшихся в неоархее–палеопротерозое (Беломорско-Лапландский коллизионный ороген), и в палеопротерозое (Свекофеннский акреционный ороген) (Глебовицкий, 1993; Глебовицкий и др., 1996; Glebovitsky, 1997; Балаганский, 2002; Слабунов, 2008; Mints et al., 2014; Bushmin, Glebovitsky, 2016; Lahtinen, Huhma, 2019; Слабунов и др., 2021) исследования зон инфильтационного метасоматоза в регионально метаморфизованных комплексах пород имеют многолетнюю историю. В процессе этих исследований были решены многие вопросы геологии и петрологии низкотемпературных, среднетемпературных и высокотемпературных инфильтрационных метасоматитов, насыщенных кремнеземом (например, Глебовицкий, Бушмин, 1983; Беляев и др., 1990 и ссылки там; Карта минеральных фаций …, 1991; Левицкий, 2005; Аранович и др., 2009; Bushmin, Glebovitsky, 2016; Бушмин и др., 2020). Значительно меньше информации, касающейся инфильтрационных процессов, приводящих к образованию десилицированных кварц-недосыщенных или бескварцевых пород (например, Колесник, 1976 и ссылки там; Терехов, Левицкий, 1991; Серебряков, Русинов, 2004; Серебряков, 2004; Аранович, Козловский, 2009).

Ярким примером зон инфильтрационных метасоматитов с десилицированными породами являются месторождения коллекционного корунда в Беломорской мегазоне (или Беломорском поясе), являющейся частью Беломорско-Лапландского орогена (рис. 1а). Большинство этих месторождений (Хитостров, Дядина Гора, Варацкое, Высота 128, Кулежма, Плотина, Пулонга, Лягкомина) сосредоточены в полосе протяженностью около 100 км в пределах Чупинского тектонического покрова, сложенного породами одноименной чупинской толщи (например, Терехов, Левицкий, 1991; Серебряков, 2004; Акимова, Кольцов, 2022 и ссылки там). Особое внимание обращает на себя месторождение Хитостров (рис. 1а), прежде всего, по двум причинам.

Рис. 1.

(а) Положение объекта исследования на схеме главных тектонических единиц Фенноскандинавского щита (Bushmin, Glebovitsky, 2016, с уточнениями). Красные кружки – месторождения коллекционного корунда, в том числе Хитостров (желтая звезда). ЛГП – Лапландский гранулитовый пояс, Т – пояс Тана, КУ – Колвица-Умбинский фрагмент ЛГП. WTB – West Troms Basement complex, RJ – Rastojaure complex, JG – Jergul complex: архейские анклавы Фенно-Карельского кратона (реликты архейской коры), встречающиеся в Свеко-Карельской мегазоне Свекофеннского орогена. На рис. 1а крап, независимо от цвета фона, обозначает фанерозойские образования. (б) Схема геологического строения восточной части острова Хитостров. Составлена с использованием данных (Глазунков, 1985). 1 – Grt амфиболиты; 2 – Bt и Grt-Bt плагиогнейсы; 3 – Ky-Grt-Bt плагиогнейсы; 4 – Ky-Grt-Bt плагиогнейсы с прослоями Grt-Bt плагиогнейсов, редкими прослоями Amp-Bt гнейсов и будинированными полосами амфиболитов; 5 – ±Ky-Grt-Bt плагиогнейсы с участками пониженного содержания Qz, с зонами и жилоподобными телами гнейсовидных полосчатых бескварцевых Pl пород с Grt, Bt, Ky и жилами плагиоклазитов (обогащение Ky в оторочках); 6 – гнейсовидные полосчатые бескварцевые Pl породы (с Bt, Grt, Ky) с жилами плагиоклазитов и зонами, обогащенными Ky, содержат реликтовые участки ± Ky-Grt-Bt плагиогнейсов; 7 – корундсодержащие породы (главные минералы Pl, Ca-Amp, Bt, Grt, ±Ky); 8 – участки обогащенные корундом; 9 – пегматоидные граниты; 10 – места отбора образцов.

Во-первых, хотя на всех месторождениях окружающие метаморфические породы представлены и гнейсами, и амфиболитами (метабазитами), но только на Хитострове, по существующим представлениям, Crn11-содержащие породы, богатые Ca-Amp (преобладают) и без Ca-Amp (относительно меньше), образовались при метасоматической десиликации исключительно окружающих Ky-Grt-Bt гнейсов (Серебряков, 2004; Акимова, Кольцов, 2022). В этих исследованиях корундсодержащие породы с высоким содержанием Ca-Amp рассматриваются в качестве зоны метасоматической зональности, впервые установленной Н.С. Серебряковым (2004) среди ±Ky-Crn-Grt-Bt-плагиоклазитов и образованной по Ky-гнейсам.

Во-вторых, в окружающих метаморфических и Crn-содержащих метасоматических породах Хитострова обнаружено аномальное обогащение изотопом 16О. В Crn-содержащих породах значение δ18О для минералов и пород достигает −27‰ (VSMOW) (например, Крылов, 2008; Устинов и др., 2008; Bindeman, Serebryakov, 2011; Высоцкий и др., 2011, 2014; Крылов, Глебовицкий, 2017). Оно значительно ниже, чем в любых других силикатных породах земного или космического происхождения, что определяет уникальность этого объекта и оправдывает продолжающееся многолетнее его изучение.

Проблемы причин и механизма первоначального фракционирования изотопов кислорода, определивших возникновение уникальной аномалии, в статье не затрагиваются, так как, по нашему мнению, происхождение “легкого” по изотопному составу кислорода флюида, участвующего в глубинных эндогенных процессах, в настоящее время остается на уровне предположений без сопровождения численной моделью. Вследствие этого пока не представляется возможным установить связь между степенью метасоматической переработки исследованных пород и распределением в них изотопов кислорода.

В предлагаемом исследовании метасоматических процессов Хитострова обращается внимание на обилие амфиболитов среди окружающих гнейсов и на обычное присутствие среди зональных тел корундовых пород участков десилицированных амфиболитов, контакт которых с корундовыми плагиоклазитами представлен последовательностью минеральных зон, которая интерпретируется нами как минеральная метасоматическая зональность. Полученные данные свидетельствую о том, что образование Crn-содержащих пород (каймы Zrn ~ 1.894 млн лет, Серебряков и др., 2007), прежде всего с повышенным содержанием Ca-Amp (до 60–80%), не могло обойтись без участия в этих процессах амфиболитов в качестве исходного протолита. Факты присутствия в преобладающих на Хитострове корундоносных биотит-гранат-амфиболовых плагиоклазитах включений меланократовых Grt-амфиболитов, Grt-Px-Bt-Pl пород, существенно гранатовых и кварц-гранатовых пород, отмечались и ранее в работах, посвященных исследованиям изотопного состава кислорода в корундсодержащих породах (например, Высоцкий и др., 2011).

ПОРОДЫ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ХИТОСТРОВ

Метаморфические породы

Крупные тела амфиболитов (метагаббро, магматический Zrn ~ 2291 млн лет, Zakharov et al., 2017) и мелкие линзовидные тела амфиболитов в гранат-биотитовых и кианит-гранат-биотитовых гнейсах присутствуют примерно в равных количествах с гнейсами в толще метаморфических пород, окружающих Crn-породы (рис. 1б). Минеральные ассоциации мигматизированных пород этой толщи (Qz + Pl + Hb + Grt + Zo, Qz + Pl + Hb + + Grt, Qz + Pl + Hb + Grt + Cpx, Qz + Pl + Bt + Ky + Grt ± Ms, Qz + Pl + Bt + Grt ± Ms, Qz + Pl + Bt + Ky ± ± Ms, Qz + Pl + Bt + Grt ± Kfs ± Ms) соответствуют условиям средне- и высокотемпературной амфиболитовой фации высоких давлений (Т ~ 600–700°С, Р ~ 8–10 кбар, кианит-биотит-мусковитовая и биотит-кианит-ортоклазовая субфации; Бушмин, Глебовицкий, 2008; Bushmin, Glebovitsky, 2016).

Амфиболиты разнообразны по структуре, текстуре, зернистости, составу и степени мигматизации и, соответственно, относительному содержанию минералов: Ca-Amp (70–15%), Grt (5–30%), Qz (25–10%), Pl (5–40%), Bt (0–5%), ±Czo (~ 10%), ±Ep, ±Cpx, +Ap, Ttn, Ilm. Главные разновидности: амфиболиты мелкозернистые-среднезернистые массивные или слабо гнейсовидные относительно меланократовые с высоким содержанием мелкого граната (1–3 мм) и амфиболиты мигматизированные, неравномернозернистые от среднезернистых до гигантозернистых с крупными порфиробластами граната (2–3 см) в Qz-Pl жильной лейкосоме или Qz-Pl пятнах. Мелкозернистый гранат может быть равномерно распределенным в относительно массивном меланократовом амфиболите или слагать ветвящиеся прожилки Qz-Grt состава. Он может также присутствовать в виде отдельных порфиробластов или их скоплений, ассоциирующих с Qz и Pl. Иногда присутствуют порфиробласты Cpx ~1 см. Мигматизация амфиболитов сильно варьирует по степени проявления между отдельными зонами от сильной (до 40–50% лейкосомы) до слабой или может вообще отсутствовать.

Гнейсы представлены двумя главными разновидностями: мигматизированными биотитовыми и гранат-биотитовыми плагиогнейсами с редким мелким кианитом и мигматизированными кианит-гранат-биотитовыми плагиогнейсами с кварцевыми зонами кислотного выщелачивания (Ky + Qz). Количество главных минералов в гнейсах сильно зависит от степени мигматизации: в Bt и Grt-Bt гнейсах Qz (~10–20%), Pl (~35–65%), Bt (~5–30%), Grt (~0–5%), Ky (± мелкие редкие зерна) и в Ky-Grt-Bt гнейсах Qz (~15–30%), Pl (~15–40%), Bt (~20–45%), Grt (~5–10%), Ky (~5–15%). В плагиогнейсах на продолжении зоны преимущественно бескварцевых пород в юго-восточном направлении (рис. 1б) установлены участки с пониженным содержанием Qz ≤ 5%. Гранат часто присутствует в жильной лейкосоме. Калиевый полевой шпат иногда присутствует в лейкократовых разновидностях Grt-Bt гнейсов. В небольших количествах часто встречается мусковит.

Жильные, метасоматические породы и минеральная зональность

Геологическое положение, минеральные типы

Crn-содержащие породы приурочены к зоне северо-западного простирания, в которой сосредоточены в разной степени десилицированные продукты метасоматических изменений гетерогенной гнейсо-метабазитовой толщи. Для этой зоны характерна высокая концентрация жил и жилоподобных тел плагиоклазитов с околожильными метасоматическими породами, которые отражают пути инфильтрации внешнего флюидного потока и результаты его взаимодействия с вмещающими породами.

В северо-западном окончании зоны десиликации Crn-содержащие породы образуют каплевидное тело видимым размером 100 × 250 м, окруженное толщей кварцсодержащих амфиболитов и гнейсов (рис. 1б). Контакты с Crn-содержащими породами всегда сложены бескварцевыми породами с Bt, Grt, Pl и Ca-Amp или с Ky около гнейсов (отдельные кристаллы Ky 5–8 см или их скопления), эти же породы встречаются и внутри тела Crn-содержащих пород. В юго-восточном направлении по простиранию зоны десиликации тело корундсодержащих пород постепенно сужается, выклинивается, сменяясь сначала бескварцевыми плагиоклазовыми породами с биотитом, грантом и кианитом, а затем отдельными многочисленными жилами и жилоподобными телами такого же состава только среди гнейсов. Таким образом, степень и интенсивность десиликации пород снижается, отражаясь в исчезновении корундовой минерализции (рис. 1б).

Корундсодержащие породы представлены тремя главными минеральными типами. Первый тип – жилы плагиоклазитов (в разных сочетаниях содержат Grt, Bt, Ca-Amp, Crn). Второй и третий минеральные типы, слагающие зональные тела очень неоднородных по составу пород с корундом – это средне- и крупнозернистые гнейсовидные или почти массивные породы с Pl, Bt, Grt, ±Ky ±St, не содержащие Ca-Amp, и породы с Ca-Amp, Pl, Bt, Grt, ±St, ±единичные зерна Ged. Внешне Crn-содержащие породы могут быть похожи на гнейсы, но не содержат кварц. Также обращает на себя внимание их пространственная ассоциация в контактах с аналогичными по минеральному составу породами без корунда, что наблюдается в единых зональных телах. Породы, содержащие корунд, можно условно разделить на разновидности по относительному содержанию в них Pl: собственно плагиоклазиты (Pl > 75%) и плагиоклазсодержащие лейкократовые (Pl ~ 75–60%), мезократовые (Pl ~ 60–40%), меланократовые (Pl ~ 40–25%), мафические (Pl < 25%) породы.

Жилы плагиоклазитов

Жилы плагиоклазитов мощностью от мм, см и до первых десятков см в целом ориентированы вдоль полосчатости и гнейсовидности пород с корундом, но в контактах часто обнаруживаются кососекущие и отчетливо секущие их взаимоотношения с текстурой вмещающей породы (рис. 2).

Рис. 2.

Зарисовка стенки канавы. Взаимоотношения корундсодержащих пород (главные минералы Pl, Ca-Amp, Bt, Grt) с жилами плагиоклазитов. Буквы в кружках соответствуют фотографиям образцов пород с корундом на рис. 3. 1 – жилы плагиоклазитов (Pl ≥ 75%), 2 – пятнисто-прожилковые и линзовидно-полосчатые корундсодержащие породы с разным содержанием плагиоклаза, 3 – гнейсовидность и полосчатость.

В составе жил плагиоклазитов среди корундсодержащих пород без Ca-Amp обычно присутствуют Bt, Grt, иногда Ky, Crn. Жилы плагиоклазитов (Pl ~ 15–33% An) среди корундсодержащих пород с Ca-Amp обычно содержат Bt и Grt, часто Ca-Amp, Crn встречается внутри жил и нередко на контакте жил. Более мощные жильные тела (метры, первые десятки м) неправильной, изометричной формы обычно имеют отчетливо секущие контакты. В них могут присутствовать гранат, биотит и Ca-амфибол только в виде единичных зерен, корунд в них не был обнаружен.

Crn-содержащие породы по гнейсам

Десилицированные породы на контакте с гнейсами впервые были исследованы и детально описаны Н.С. Серебряковым (2004). Им была установлена крупномасштабная (десятки м) минеральная метасоматическая зональность, которая объединяла Crn-содержащие породы не только с Pl, Bt, Grt, Ky, но и породы, содержащие большое количество Ca-Amp. В дальнейшем эта зональность Н.С. Серебрякова была принята в основу моделирования метасоматического процесса для обоснования образования Crn-пород, в том числе и богатых Ca-Amp по гнейсовому протолиту (Акимова, Кольцов, 2022).

Новые данные по минеральной зональности, полученные нами в процессе детального изучения разведочных канав, позволили исключить Amp-содержащие породы из зональности, образованной по гнейсам, и рассматривать окружающие Qz-содержащие амфиболиты в качестве их протолита. При переходах между зонами плагиоклазовых пород с Ca-Amp и без него всегда отмечаются резкие различия этих пород по составу, текстуре, структуре, зернистости, а также присутствию фрагментов десилицированных амфиболитов в породах с Ca-Amp.

Crn-содержащие породы по амфиболитам

Crn-содержащие породы с Ca-Amp на Хитострове преобладают над таковыми без Ca-Amp и представлены всеми разновидностями: от плагиоклазитов и лейкократовых пород до мафических пород, хотя сложены относительно постоянным сочетанием главных минералов (Pl, Grt, Ca-Amp, ±Bt). Это средне-крупнозернистые, гнейсовидные или почти массивные породы с текстурой, которую можно называть и однородной, и пятнисто-прожилковой, и прожилково-полосчатой, и линзовидно-полосчатой (рис. 2 и 3).

Рис. 3.

Фотографии корундсодержащих пород с Pl, Ca-Amp, Bt, Grt, ±Ged, St разных минеральных типов в местах отбора образцов на рис. 2. Корунд присутствует во всех минеральных типах породы. Типы породы по относительному содержанию в них Pl: мафические (Pl ≤ 25%), меланократовые (Pl ~ 25–40%), мезократовые (Pl ~ 40–60%) и лейкократовые (Pl ~ 60–75%), жилы плагиоклазитов (Pl ≥ 75%). (а) Crn в жиле плагиоклазита, (б) Crn в лейкократовой зоне контакта жилы плагиоклазита и мезократовой породы, (в) и (г) Crn на контактах Pl-жилок в мезократовой и меланократовой породах, (д) много Crn на контакте Pl-жилы с меланократовой породой, (е) Crn в Pl-пятнах матрицы мезократовой породы, (ж) Crn в Pl-пятнах матрицы мафической породы.

Переходы между ними, может быть, за исключением меланократовых и мафических пород, постепенные и определяются степенью пропитки плагиоклазом более меланократовой матрицы, в которой плагиоклаз первоначально распределялся относительно равномерно между зернами темноцветных минералов (пропитка плагиоклазом по всему объему). Поэтому такие лейкократовые и мезократовые породы иногда выглядят как относительно однородные “бескварцевые гнейсы”. В таких относительно однородных породах плагиоклаз, возможно, следующей генерации, сначала появляется в виде небольших пятен, тонких прожилков, которые бывают прямолинейными или соединяясь, образуют прожилковую сетку, укрупняются в линзовидные плагиоклазовые участки, полосы и зоны, содержащие или не содержащие темноцветные минералы матрицы породы. Темноцветные минералы, в свою очередь, могут образовывать более меланократовые и мафические участки, пятна, полосы и зоны, премущественно состоящие из Ca-Amp, Grt, ±Bt.

Таким образом, часто бывает трудно отделить плагиоклазит в любой морфологической форме его проявления, включая жилки и жилы, линзовидные и жилоподобные полосы, от матрицы породы. Все выглядит как одна порода, в разной степени пропитанная Pl-материалом. Жилки могут представлять каналы, по которым просачивался метасоматизирующий флюид, а полосы плагиоклазита представлять внутренние жилоподобные зоны метасоматической зональности. По нашим наблюдениям, корунд встречается во всех без исключения минеральных типах пород от лейкократовых до мафических, везде, куда проникло Pl-вещество (рис. 2 и 3). Все отмеченные петрографические особенности пород мы интерпретируем как метасоматическую зональность.

Жилки и жилы плагиоклазитов (мощностью см, десятки см) почти мономинеральные или содержащие главные минералы матрицы, без корунда или с корундом, который присутствует и внутри жил и на контактах, нередко отличаются от жилок или жилоподобных полос плагиоклазита с заметным присутствием граната в ассоциации с корундом. В таких жилоподобных полосах содержание граната нередко сопоставимо с содержанием плагиоклаза. В породах они могут присутствовать в масштабе образцов одновременно с анхимономинеральными плагиоклазовыми жилами, отделяясь друг от друга более меланократовыми минеральными ассоциациями. Нередко они ассоциируют с анхимономинеральными плагиоклазовыми жилами, контактируя с ними с двух сторон или в местах их выклинивания, и поэтому мы считаем такие маломинеральные плагиоклазовые породы внутренними зонами метасоматической зональности (рис. 4). Гранат-плагиоклазовые и плагиоклаз-гранатовые жилоподобные зоны могут сменяться зонами плагиоклазового состава с большим числом минералов (Pl, Ca-Amp, Grt) и (Pl, Ca-Amp, Bt, Grt), которые мы рассматриваем как промежуточные зоны. Эти зоны в масштабе образцов и в масштабе стенок разведочных канав могут контактировать с участками или зонами бескварцевых мафических или меланократовх амфиболитов с Pl, Grt, ±Bt (рис. 4), которые мы интерпретируем как “десилицированные амфиболиты”, представляющие собой внешние зоны метасоматической зональности по кварцевым амфиболитам. Заканчивая описание признаков минеральной метасоматической зональности, показанной в масштабе наиболее типичных образцов на рис. 4, обратим внимание на повторяющуюся обобщенную триаду минеральных зон: внешняя мафическая или меланократовая зона десилицированного амфиболита, промежуточная зона мезократовых и лейкократовых плагиоклазовых пород с корундом, Ca-амфиболом, гранатом, ±Bt и внутренняя зона плагиоклазита с корундом и с небольшим количеством биотита и граната.

Рис. 4.

Наблюдаемая в масштабе образцов минеральная метасоматическая зональность в Bt–Grt–Ca-Amp–Pl породах, содержащих и не содержащих корунд. Цифрами в кружках обозначены номера зон. (а) обр. БХО22, Crn нет во всех трех зонах (BtGrtAmpPl), отличающихся степенью пропитки плагиоклазом; (б) обр. БХО22 (BtGrtAmpPl), Crn нет в мафической зоне-1 и в меланократовой зоне-2, но Crn есть в Pl-пятнах более лейкократовой зоны-3 и в еще более пропитанной Pl зоне-4; (в) обр. БХО22 (BtGrtAmpPl), Crn нет в мафической зоне-1 и в богатой Grt меланократовой зоне-2, но Crn есть в богатой Pl-пятнами зоне-3 и в мезократовой и лейкократовой зонах-4 и -5; (г) обр. Б745-10, Crn нет в мафической зоне-1 (AmpGrtBtPl), но мелкий Crn ~1 мм есть в мезократовой–лейкократовой, богатой Pl, зоне-2 (PlGrtAmp ± Bt) и Crn ~5–8 мм в ± Bt-Grt плагиоклазите зоны-3; (д) обр. Б745-10, Crn есть во всех трех зонах: мезократовой зоне-1 (PlAmpBtGrt) с редким Crn в Pl-пятнах, лейкократовой зоне-2 (PlBtGrt) с редким Crn 1–3 мм и зоне-3 ± Bt-Grt плагиоклазита с единичными зернами Crn ~2–3 мм; (е) обр. Б745, Crn нет в Pl-жилках зоны-3, но мелкий Сrn есть в мезократовой зоне-1 (GrtPlAmpBt) и много Crn ~2–3 мм в Crn-Grt плагиоклазите ± Bt зоны-2; (ж) обр. Б745-10, Crn нет в мафической зоне-1 (AmpGrtBtPl), но Crn есть в мезократовой зоне-2 (PlGrtAmp), много Crn ~5–10 мм в Grt-Crn плагиоклазите зоны-3 и есть Crn в плагиоклазите с Bt и Grt зоны-4; (з) обр. Б745-17, Crn нет в мафической зоне-1 (AmpBtPl), но редкий Crn ~5–8 мм есть в меланократовой зоне-2 (AmpGrt BtPl) и много Crn в мезократовой зоне-3.

ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ

Для оценки P-T условий нами был выбран метод мультиравновесной термобарометрии с оценкой степени неравновесности минеральной ассоциации avPT (Powell, Holland, 1994), реализованный в программе THERMOCALC с современными базами термодинамических данных для метаморфических пород версии 3.40 (ds622) (Powell, Holland, 1988; Holland, Powell, 1998). Преимуществами этого метода для целей нашего исследования являлось присутствие в базе данных описания ставролитового твердого раствора и возможность реалистичной оценки погрешности P-T определения. Она учитывает статистические ошибки аналитических данных, неточность описаний моделей твердых растворов и погрешность термодинамических величин чистых веществ в базе данных. При этом максимальная погрешность связана с неточностью описаний моделей твердых растворов и с отклонением реальных составов минералов от равновесных.

Погрешность Р-Т оценок методом avPT определяется параметрами, рассчитываемыми программными средствами (Powell, Holland 1994): два sd (стандартные отклонения по температуре и по давлению) и cor (коэффициент корреляции), определяющие размеры и форму эллипса погрешностей (его сжатие и наклон), а также sigmafit (fit). Если первые два параметра (размер и форма эллипса погрешностей) являются слабо изменяемыми характеристиками для системы уравнений реакций, то параметр fit характеризует степень согласования трех и более линейно независимых реакций. Этот параметр позволяет оценить, насколько данные составы минералов оказываются далекими от равновесия с точки зрения используемой термодинамической модели в терминах величин активности компонентов.

В идеальном случае на P-T плоскости все реакции (равновесия) должны пересечься в одной точке (пучок линий), которая, при данном составе равновесных минералов, будет соответствовать искомым Р и Т, в этом случае параметр fit будет равен 0. В случае отклонения от равновесия (возрастание параметра fit к 1.0 и выше) возникает рассогласование линий реакций с образованием облака их парных (тройных и т.д., в зависимости от числа линейно зависимых реакций) пересечений, при этом параметр fit прямо пропорционален степени этого рассогласования.

Возможности метода avPT существенно расширены в использованных нами программах TC-Comb (версия 1.1) и TriQuick (Доливо-Добровольский, 2012, 2013). В них применен комбинаторный подход к решению проблемы поиска равновесных составов при наличии большого количества аналитических данных, а также визуализация результатов вычислений на P-T диаграммах.

Для определения максимальных Р-Т параметров при формировании минеральной метасоматической зональности и их применения при моделировании выбраны образцы Crn-содержащих пород с минеральной ассоциацией Pl + Grt + Bt + Ca-Amp (рис. 5), не содержащих ставролит или содержащих единичные зерна St, и без видимых признаков наложенных низкотемпературных изменений. Выбирались участки шлифа размером 5–10 мм, в пределах которых предполагалось наиболее вероятным локальное равновесие между зернами сосуществующих контактирующих или близко расположенных минералов (Grt, Pl, Amp, Bt, Ilm, Rt). Наилучшие и согласующиеся между собой оценки Р-Т удалось получить в двух зональных образцах Crn-содержащих пород.

Рис. 5.

Примеры расчета методом avPT в программе THERMOCALC Р-Т параметров Crn-содержащих метасоматических пород месторождения Хитостров. (а), (б), (в) – обр. Б745-10: (а) расчет для ассоциации Pl + Grt + Amp + Bt + Ilm + + Rt, (б) расчет для ассоциации Pl + Grt + Amp + Bt + Ilm + Rt с добавлеием Crn (присутствует в Pl пятнах матрицы), (в) расчет для ассоциации Pl + Grt + Amp + Bt + Ilm + Rt с добавлением St (присутствует в матрице); (г), (д), (е) – обр. Б745-24: (г) расчет для ассоциации Pl + Grt + Amp + Bt + Ilm + Rt, (д) расчет для ассоциации Pl + Grt + Amp + Bt + Ilm + Rt с добавлением Crn (присутствует в Pl пятнах матрицы), (е) расчет для ассоциации Pl + Grt + Amp + Bt + Ilm + Rt с добавлением Crn (присутствует на контакте с плагиоклазитом). IR – число независимых реакций.

В первом обр. Б745-10, содержащем корунд 3–8 мм и единичные зерна ставролита, анализировалась мезократовая пятнистая зона: Pl (40–60%), Grt (20–30%), Amp (10–20%), Bt (10–15%), Crn (1–10%), St (редкие единичные зерна), Ap, Ilm, Rt (1–5%). Она расположена между жилой плагиоклазита (Pl > 75%) и зоной мафической гранат-амфиболовой породы (Pl < 25%). Мезократовая Bt-Amp-Grt-Pl порода представлена на рис. 4 фотографиями зонального обр. Б745-10: (г) – зона-2, (д) – зона-1, (ж) – зона-2. Эта порода также сходна по составу с обр. Б745 ((е) – зона-1) и обр. Б745-17 ((з) – зона-3).

В этой очень неравномерно зернистой, средне-крупнозернистой пятнистой породе между лейкократовыми существенно плагиоклазовыми участками с Ca-Amp, Bt, Grt и Crn хаотично присутствуют меланократовые пятна, в которых преобладают Ca-Amp, Bt, Grt. В меланократовых пятнах может присутствовать Crn с Grt или St с Grt внутри и/или рядом с плагиоклазом. Для целей термобарометрии подходили только меланократовые пятна, так как только в них можно было исследовать контакты всех ассоциирующих минералов.

В исследованных локальных участках амфибол-биотит-гранат-плагиоклазовой породы были обнаружены небольшие вариации состава сосуществующих минералов: Ca-амфибол (ХMg22 = = 0.57–0.60, Al = 3.2–3.5 форм. ед., Na = 0.77–0.98 форм. ед.); плагиоклаз (23–33% An); биотит (ХMg = 0.69–0.73, Ti = 0.09–0.14 форм. ед.); гранат до 6–7 мм (Alm 56–62%, Prp 25–32%, Grs 6–16%, Sps 0–1%); ставролит (ХMg = 0.29–0.34). Для рутила, также находящегося в контакте с гранатом, использован его формульный состав из базы компонентов THERMOCALC.

Наилучшие Р-Т оценки в этом образце получены по микрозондовым анализам краевой части зерна граната (~4 мм) и амфибола, плагиоклаза, ильменита на контакте с гранатом (табл. 1). Получены пучки с четырьмя линейно независимыми реакциями и хорошими критериями погрешностей (рис. 5а). Обращает на себя внимание, что добавление в расчет присутствующих в породе корунда и ставролита обнаруживает отсутствие их равновесия с другими минералами породы (рис. 5б, 5в).

Таблица 1.

Химические анализы минералов Crn-содержащих пород Хитострова, по которым рассчитывались Р-Т параметры (рис. 5)

Компо-ненты Б745-10* Б745-10 Б745-10 Б745-10 Б745-10 Б745-10 Б745-24 Б745-24 Б745-24 Б745-24 Б745-24
Grt Bt Pl Amp Ilm St Amp Pl Bt Grt Ilm
104** 113 117 118 128 146 7 23 32 37 38
SiO2 38.51 38.65 61.16 41.87 0.00 26.18 42.03 61.93 36.31 37.86 0.00
TiO2 0.00 2.23 0.00 1.05 53.54 1.09 1.12 0.00 1.79 0.00 54.17
Al2O3 21.68 21.02 24.26 19.78 0.00 54.64 19.43 23.64 19.50 21.34 0.00
Cr2O3 0.00 0.00 0.00 0.27 0.00 0.27 0.20 0.00 0.00 0.00 0.00
FeO 27.98 12.52 0.00 12.60 44.77 11.86 12.33 0.00 11.77 27.80 43.99
MnO 0.42 0.00 0.00 0.09 0.79 0.19 0.07 0.00 0.03 0.24 0.32
MgO 7.81 16.31 0.00 10.88 0.89 3.71 11.08 0.00 15.25 7.27 1.53
CaO 3.60 0.00 5.91 10.03 0.00 0.00 10.33 5.79 0.00 4.49 0.00
Na2O 0.00 1.56 8.67 3.21 0.00 0.00 3.10 8.47 1.51 0.00 0.00
K2O 0.00 8.33 0.00 0.23 0.00 0.00 0.32 0.17 7.95 0.00 0.00
ZnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.85 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Сумма 100.00 100.62 100.00 100.01 99.99 98.79 100.01 100.00 94.11 99.00 100.01
XMg   0.70   0.60   0.34 0.61   0.70    
Alm 0.60                 0.59  
Sps 0.01                 0.01  
Prp 0.30                 0.28  
Grs 0.10                 0.12  
An     0.27         0.27      

Примечание. Определение химического состава минералов проводилось в ИГГД РАН с помощью электронного микроскопа JEOL JSM-6510LA с ЭДС приставкой JED 2200. Аналитик О.Л. Галанкина. * Номер образца, ** точка анализа.

Второй обр. Б745-24, содержащий корунд 1–2 мм и не содержащий ставролит, представляет мафическую крупнозернистую плагиоклаз-гранат-биотит-амфиболовую породу (Pl < 25%) с полосами и участками 0.5–1 см мономинерального биотитового состава (слюдита). Для целей термобарометрии анализировалась четырехминеральная порода: Pl (5–10%), Grt (5–15%), Bt (20–30%), Amp (30–45%), Ap, Ilm, Rt (~5%), Crn (≤1%). Такая мафическая порода сходна по минеральному составу с породами на рис. 4: обр. БХО22 ((б) – зона-1), обр. БХО22 ((в) – зона-1), обр. Б745-10 ((г) – зона-1), обр. Б745-10 ((ж) – зона-1) и обр. Б745-17 ((з) – зона-1).

В минералах исследованных локальных участков обнаружены вариации состава сосуществующих минералов: Ca-амфибол (ХMg = 0.59–0.61, Al = 3.3–4.2 форм. ед., Na = 0.82–0.95 форм. ед.); биотит (ХMg = 0.70–0.73, Ti = 0.08–0.12 форм. ед.), порфиробласты граната 5–10 мм (Alm 58–67%, Prp 15–29%, Grs 13–19%, Sps 0–1%); плагиоклаз в пятнах и ветвящихся прожилках (27–39% An); корунд 1–2 мм в пятнах плагиоклаза и корунд (≤1 мм) на границе плагиоклаза с гранатом; на контакте биотита с более основным плагиоклазом присутствуют каймы альбита (1% An). Для рутила, также находящегося в контакте с гранатом, использован его формульный состав из базы компонентов THERMOCALC.

Наилучшие оценки Р-Т в этом образце получены по микрозондовым анализам краевой части зерна граната (~10 мм), амфибола, биотита, ильменита на контакте с гранатом и плагиоклаза (табл. 1). Получены пучки с четырьмя линейно независимыми реакциями и хорошими критериями погрешностей (рис. 5г). Так же, как и в случае расчетов для обр. Б745-10, добавление в расчет присутствующего в породе корунда, ассоциирующего с плагиоклазом, обнаруживает отсутствие его равновесия с другими минералами породы (рис. 5д).

Таким образом, Р-Т параметры исследованных пород, принадлежащих к разным зонам минеральной метасоматической зональности (рис. 4), сосредоточены в интервале давлений 8.8–9.2 кбар и температур 695–710°С. Отметим, что значения Р и Т, полученные в расчетах с корундом и ставролитом и показанные на рис. 5, являют фиктивными, отражающими стягивание программными средствами неравновесных реакций между миналами в точку их условного пересечения, и приведены в качестве свидетельств отсутствия равновесия корунда и ставролита с Pl, Grt, Bt и Ca-Amp.

Предшествующими исследованиями методами классической минеральной термометрии (Серебряков, Аристов, 2004; Серебряков, 2004) были оценены температурные условия начала образования аналогичных пород Хитострова в диапазоне 650–700°С. Р-Т параметры, полученные нами, близки к оценкам Р-Т условий образования Crn-содержащих пород (Т не менее 720°С и Р не ниже 10 кбар), полученным методом минимизации термодинамического потенциала минеральной системы с помощью программного комплекса “Селектор” (Авченко и др., 2007).

МОДЕЛЬНАЯ МЕТАСОМАТИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

Методика моделирования

Задачей численного моделирования являлось выяснение вопроса – может ли предлагаемая модель взаимодействия флюид–порода привести к образованию описанной выше метасоматической зональности, установленной геологическими методами. Моделирование проведено с применением программного комплекса HCh (Шваров, 1999). Использована база термодинамических констант минералов (Holland, Powell, 1998), модели твердых растворов: плагиоклаза – субрегулярная (Аранович, 1991), других минералов – многопозиционная идеальная. Константы частиц солевого раствора взяты из (Sverjensky et al., 1991, 1997; Pokrovskii, Helgeson, 1995; Shock et al., 1997). В качестве исходного кварцевого амфиболита принят средний состав амфиболитов, окружающих тело корундсодержащих пород, рассчитанный по образцам Б760-2, Б760-3, Б760-4, Б762-1, Б762-5, Б766, Б767 (табл. 2). В основу численной модели положен сценарий процесса, когда через толщу амфиболитов просачивался поток флюида, который формировал тела плагиоклазитов (рис. 1, 2) и в дальнейшем взаимодействовал с этим амфиболитом вплоть до уравновешивания с ним. Поскольку источник и состав этого флюида оставался неизвестным, в качестве исходного для моделирования взаимодействия с амфиболитом принят флюид, равновесный с жилой плагиоклазита.

Таблица 2.

Химические составы пород месторождения Хитостров, места отбора образцов на рис. 1б

Номер образца SiO2 Al2O3 Fe2O3 Na2O CaO K2O MgO MnO TiO2 P2O5 S П.п.п. Сумма + П.п.п.
Амфиболиты (Qz-Grt-Pl-Ca-Amp)
Амфиболиты вблизи контакта с телом Crn-содержащих пород
Б758-1 46.94 19.27 12.12 0.99 13.16 0.80 4.49 0.42 0.57 0.06 0.00 0.73 99.55
Б758-2 55.47 16.44 8.36 1.59 10.53 0.70 4.64 0.13 0.66 0.05 0.00 1.04 99.61
Линза амфиболитов в ±Grt-Qz-Bt-Pl гнейсе
Б760-2 49.79 12.46 16.76 0.91 10.21 0.87 5.10 0.27 2.30 0.18 0.04 0.87 99.76
Б760-3 50.73 12.77 16.75 0.55 9.84 1.01 5.23 0.24 2.19 0.18 0.00 0.21 99.70
Б760-4 49.77 12.23 17.70 0.42 9.85 1.12 5.35 0.23 2.31 0.18 0.02 0.38 99.56
Тело амфиболитов (в нем обнаружено обогащение изотопом 16О, Bindeman, Serebryakov, 2011)
Б766 47.32 14.13 16.93 1.56 11.09 0.65 4.53 0.23 3.03 0.24 0.00 –0.39 99.71
Б767 50.03 12.34 19.16 0.72 9.38 0.55 4.84 0.27 2.26 0.18 0.01 –0.34 99.74
Амфиболиты на контакте с десилицированными гнейсами
Б762-1 47.12 12.24 18.46 1.60 10.49 0.69 6.21 0.24 2.27 0.11 0.01 0.13 99.57
Б762-5 46.67 14.15 22.40 0.05 10.03 0.10 2.57 0.36 2.75 0.53 0.00 –0.50 99.61
Мафические ±Bt-Pl-Grt-Ca-Amp породы без Crn среди пород с Crn
(десилицированные амфиболиты)
Б745-18 37.53 19.03 19.34 1.92 6.08 0.43 11.03 0.17 3.15 0.01 0.00 0.92 99.61
Б745-19 38.29 19.11 17.99 2.31 7.21 0.37 10.80 0.14 2.52 0.01 0.00 0.80 99.55
Б752-6 37.55 19.37 21.00 1.43 5.45 1.27 10.77 0.15 1.97 0.01 0.00 0.55 99.52
Б752-7 36.65 19.20 19.65 1.33 4.05 2.21 11.76 0.14 3.12 0.01 0.01 1.28 99.41
Б754-1 37.84 19.52 19.38 2.61 7.49 0.29 9.37 0.12 2.41 0.14 0.00 0.38 99.55
Б768-40 36.71 19.05 16.22 2.06 6.71 1.79 12.14 0.13 1.76 1.14 0.00 1.84 99.55
Б768-42 40.52 18.49 17.50 3.12 7.15 0.42 9.10 0.12 2.62 0.01 0.00 0.41 99.46
Б768-44 36.31 19.72 13.98 2.16 4.70 2.57 13.82 0.06 2.22 1.05 0.00 2.80 99.39
Пятнисто-полосчатые Crn-содержащие породы с Ca-Amp (Pl-Amp-Grt-Bt-Crn ±St)
Б745-7 44.31 26.65 11.66 4.65 4.84 0.34 5.22 0.11 1.15 0.03 0.01 0.61 99.58
Б746-1b 42.80 27.37 12.65 4.11 4.83 0.41 5.51 0.11 1.53 0.02 0.00 0.44 99.78
Б768-5 44.52 26.27 11.56 4.53 5.23 0.27 5.35 0.07 1.22 0.02 0.00 0.49 99.53
Б768-8 45.55 23.14 12.39 4.94 5.55 0.35 5.59 0.10 1.46 0.02 0.00 0.42 99.51
Б768-9 43.29 29.07 8.73 5.10 5.11 0.34 5.28 0.06 1.17 0.16 0.01 1.41 99.73
Б768-10 48.71 24.86 7.60 6.17 4.80 0.24 4.27 0.04 1.08 0.25 0.00 1.64 99.66
Б768-11 41.76 30.83 8.96 4.12 4.77 0.42 5.82 0.06 1.57 0.02 0.00 1.30 99.63
Б768-12 41.48 26.20 12.57 3.60 5.48 0.51 7.11 0.10 1.66 0.01 0.00 0.85 99.57
Б768-18 45.29 23.89 12.24 4.25 5.42 0.26 6.33 0.10 1.30 0.03 0.00 0.65 99.76
Плагиоклазиты (Pl ≥ 75%) с Bt, Grt ±Ca-Amp ± Crn
Б745-2 60.46 23.04 1.74 8.55 3.98 0.15 0.71 0.01 0.34 0.08 0.00 0.67 99.73
Б745-3 60.57 22.77 1.53 9.08 3.71 0.27 0.57 0.00 0.32 0.06 0.00 0.79 99.67
Б747-6 57.07 21.90 5.07 8.02 4.40 0.22 1.37 0.03 0.19 0.13 0.00 1.36 99.76
Б763-5 59.80 22.01 0.74 10.82 4.23 1.00 0.35 0.00 0.10 0.03 0.00 0.57 99.65

Примечание. Химический состав пород определялся (Институт геологии, КНЦ РАН, г. Петрозаводск) рентгенофлюоресцентным анализом (XRF) на волновом спектрометре ARL ADVANT’X-2331 (Thermo Fisher Scientific, Ecublens, Швейцария) с родиевой трубкой, рабочее напряжение 60 кВ, ток 50 мA, разрешение 0.01°. Предварительно 2 г порошка каждой пробы нагревали в керамических тиглях при 1000°С в муфельной печи в течение 30 мин. Потери при прокаливании определяли по изменению массы образца после нагрева. Для рентгенофлюоресцентных измерений 1 г нагретого образца смешивали с тетраборатом лития и нагревали в золото-платиновом тигле до 1100°C с образованием расплавленного шарика.

Состав исходного флюида получен путем уравновешивания 1 кг раствора 1M NaCl + 5M CO2 + + 0.02M CH4 с 10 кг плагиоклазитовой жилы, состоящей из 90% плагиоклаза (XAn = 0.15), 8% корунда, 1% биотита, 1% граната. При таком соотношении количества флюида и породы (1 : 10) ее растворение и обмен Ca и Na между плагиоклазом и флюидом практически не искажает состав исходного плагиоклазита. Выбор состава первоначального раствора, являющегося гомогенным (Иванов, Бушмин, 2021), сделан исходя из широкого распространения хлоридных водно-углекислотных флюидов в коре. Конкретные концентрации компонентов в этом первоначальном растворе существенного значения для результатов расчетов не имеют, так как реальный баланс всех частиц раствора складывается уже после его взаимодействия с плагиоклазитом. Добавка CH4 введена, чтобы избежать образования магнетита, отсутствующего в породах. Для всего процесса взаимодействия приняты Т = 700°С и Р = 9 кбар, в соответствии с приведенными выше Р-Т параметрами (рис. 5). Для исходного плагиоклазита, учитывая его образование под воздействием внешнего флюидного потока, принята несколько более высокая Т = 710°С при том же Р = 9 кбар.

Использована методика проточного ступенчатого реактора (Шваров, 1999; Grichuk, 2012), при которой исходный флюид пропускался однократно и последовательно через ряд ячеек с номерами от 1 до 11, содержавших возрастающее количество исходного амфиболита, его состав приведен в табл. 3 в пересчете на сухое вещество. В каждой из ячеек рассчитывалось равновесие флюида с заданным количеством амфиболита. Состав флюида и породы изменялся при перемещении флюида из одной ячейки в другую. Этот одноволновой ступенчатый реактор отличается от часто используемого многоволнового реактора тем, что высокие значения отношения флюид/порода, характерные для интенсивного метасоматического процесса, достигаются не увеличением числа волн, а уменьшением массы породы от последней к первой ячейке. Преимуществом одноволнового реактора является возможность получения наиболее полной информации о составе системы, в частности об активности частиц в растворе, и о процентном содержании минералов в системе.

Таблица 3.

Химический состав пород и параметры состава флюида в модели взаимодействия флюида и амфиболита (воздействующий исходный флюид, равновесный с жилой плагиоклазита)

Параметры Источник
флюида
жила
плагиоклазита		 Номера ячеек Исходный
амфиболит
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
T, °С 710 700
  Химический состав, мас. %
SiO2 59.00 53.12 62.96 59.06 52.66 45.88 44.60 44.56 45.18 51.08 52.87 52.79 52.79
Al2O3 28.35 34.20 21.16 21.71 20.95 19.20 17.93 17.35 16.72 14.58 13.98 13.96 13.95
FeO 0.45 2.05 3.07 5.77 10.26 15.64 17.06 17.49 17.77 16.32 15.77 15.75 15.75
MgO 0.24 0.65 1.01 1.86 3.45 5.18 5.66 5.80 5.90 5.42 5.23 5.22 5.22
CaO 2.89 1.66 2.00 3.67 6.93 10.51 11.50 11.80 12.00 11.02 10.65 10.63 10.63
Na2O 8.96 8.07 9.41 7.88 5.74 3.60 3.25 2.99 2.43 1.57 1.22 0.90 0.90
K2O 0.11 0.24 0.39 0.06             0.28 0.76 0.77
  Минеральный состав. мас. %
Pl 90.00 76.24 88.84 77.06 52.86 24.36 16.19 14.15 13.48 9.74 5.74 1.87 1.79
Crn 8.00 16.49                      
Grt 1.00 4.96 7.37 17.42 21.39 21.72 17.85 19.73 29.36 32.90 35.38 38.53 38.60
Bt 1.00 2.32 3.79 0.54                  
Ca-Amp       4.99 25.76 53.93 65.95 66.12 57.16 46.15 42.07 39.87 39.82
Qz                   11.21 15.14 15.28 15.29
Kfs                     1.67 4.46 4.50
Параметры состава модельных минералов
XAn в Pl 0.15 0.1 0.1 0.15 0.2 0.3 0.3 0.3 0.3 0.4 0.4 0.4 0.4
Grt Mg/(Mg + Fe) 0.32 0.26 0.26 0.28 0.17 0.13 0.11 0.11 0.13 0.14 0.15 0.16 0.16
Grt: XGrs 0.08 0.02 0.04 0.10 0.19 0.28 0.32 0.36 0.37 0.37 0.38 0.39 0.39
Amp Mg/(Mg + Fe)       0.71 0.56 0.47 0.44 0.44 0.48 0.51 0.52 0.54 0.54
Amp: Na, форм. ед.       0.87 0.86 0.85 0.84 0.80 0.66 0.55 0.55 0.55 0.55
Amp: Al, форм. ед.       2.78 2.76 2.72 2.65 2.51 2.11 1.80 1.82 1.83 1.83
Параметры состава флюида
рН 5.89 5.88 5.89 5.92 5.95 5.98 5.98 5.90 5.62 5.40 5.42 5.40 5.40
pH0 5.42                       5.40
ΔpH 0.47 0.48 0.49 0.52 0.55 0.58 0.58 0.50 0.21 0.00 0.02 0.00 0.00
$\lg {{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}}}}}$, М –0.27 –0.27 –0.27 –0.28 –0.28 –0.28 –0.27 –0.23 –0.12 –0.04 –0.04 –0.04 –0.04
$\lg a_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}}}}^{0}$, М –0.02                       –0.04
$\Delta \lg {{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}}}}}$ –0.25 –0.23 –0.24 –0.24 –0.24 –0.24 –0.23 –0.19 –0.08 0.00 0.00 0.00 0.00
ANa 5.24 5.25 5.26 5.28 5.32 5.35 5.35 5.26 4.97 4.72 4.70 4.68 4.68
$A_{{{\text{Na}}}}^{0}$ 4.68                       4.68
ΔANa 0.56 0.57 0.58 0.61 0.64 0.67 0.67 0.58 0.29 0.05 0.02 0.00 0.00
AK 3.64 3.65 3.66 3.68 3.72 3.76 3.79 3.78 3.69 3.79 4.12 4.11 4.11
$A_{{\text{K}}}^{0}$ 4.12                       4.11
ΔAK –0.48 –0.47 –0.46 –0.43 –0.39 –0.35 –0.33 –0.33 –0.43 –0.32 0.01 0.00 0.00
ACa 3.84 3.33 3.60 4.03 4.33 4.54 4.65 4.67 4.60 4.53 4.54 4.55 4.55
$A_{{{\text{Ca}}}}^{0}$ 4.50                       4.55
ΔACa –0.67 –1.21 –0.94 –0.51 –0.21 0.00 0.11 0.12 0.06 –0.01 –0.01 0.00 0.00
AMg 3.24 3.21 3.23 3.26 3.06 2.91 2.84 2.81 2.80 2.78 2.79 2.79 2.79
$A_{{{\text{Mg}}}}^{0}$ 2.75                       2.79
ΔAMg 0.49 0.42 0.43 0.47 0.27 0.12 0.04 0.02 0.00 –0.02 –0.01 0.00 0.00
AFe 1.53 1.62 1.63 1.63 1.69 1.70 1.69 1.66 1.58 1.51 1.49 1.47 1.47
$A_{{{\text{Fe}}}}^{0}$ 1.43                       1.47
ΔAFe 0.10 0.15 0.16 0.16 0.22 0.23 0.22 0.19 0.10 0.03 0.02 0.00 0.00
Мкон., г   0.243 0.477 0.823 1.40 2.95 8.54 26.3 81.8 282 923 2924 9248
Мисх., г   0.029 0.092 0.292 0.924 2.92 9.24 29.2 92.4 292 924 2923 9242
W   1.30E + 04 4.40E + 03 2.0E + 03 1.10E + 03 540 220 79 26 7.9 2.4 0.8 0.2

Первичные значения массы породы в ячейках (Мисх) заданы от 0.029 г в ячейке 1 до 9242 г в ячейке с исходным амфиболитом (табл. 3), масса флюида в волне 1 кг. Исходя из этих величин и плотности амфиболита и воды при заданных Р-Т параметрах (3.0 и 0.91 г/см3, соответственно), рассчитана величина интегрального объемного отношения флюид/порода W. Она определяется как отношение объема флюида, прошедшего через данную ячейку, к объему породы, через которую флюид прошел в этой и всех предыдущих ячейках (табл. 3).

В первой ячейке с максимальным значением W устанавливается режим открытых систем с ВПК (Коржинский, 1949, 1982), при котором состав породы полностью определяется составом флюида. В последней ячейке без номера (исходный амфиболит) с минимальным W все компоненты инертны (Коржинский, 1949, 1982) и состав флюида контролируется составом амфиболита. В промежуточных ячейках при прохождении флюида через них формируются минеральные ассоциации, которые по мере изменения W образуют модельную метасоматическую зональность (табл. 3).

Предварительные расчеты показали, что при постоянных Р и Т корунд в продуктах изменения амфиболита не образуется. В связи с этим в первой ячейке принято понижение температуры от 710 до 700°С. Это отражает первоначальное охлаждение нагретого флюида, втекающего в несколько менее нагретые породы. В масштабах наблюдаемой зональности (рис. 2 и 4) при переносе тепла флюидом температура быстро выравнивается и может быть принята постоянной во всех остальных ячейках (Кольцов, Бушмин, 2022).

Кроме химического, минерального состава полученных модельных пород, их начального и конечного количества и величины W, в табл. 3 приведены характеристики флюида: ${\text{lg}}{{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}}}}}$, pH, AR (R = Na, K, Ca, Mg, Fe). Последний параметр рассчитывается как ${{A}_{R}} = \lg \left( {{{{{a}_{{{{R}^{{n + }}}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{a}_{{{{R}^{{n + }}}}}}} {a_{{{{{\text{H}}}^{ + }}}}^{n}}}} \right. \kern-0em} {a_{{{{{\text{H}}}^{ + }}}}^{n}}}} \right) + \frac{n}{2}{\text{lg}}{{a}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}}$ и является эквивалентом химических потенциалов оксидов в породе и равновесном с ней растворе (Кольцов, 2015). Наиболее информативной в данном случае является величина отклонения указанных параметров от таковых исходного амфиболита, обозначенных надстрочным индексом (0) при тех же Р, Т: $\Delta {\text{lg}}{{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}}}}},$ ΔpH, ΔAR. Знак и величина ΔAR характеризуют смещение равновесий гидролиза минералов с участием соответствующего катиона M + nH+ = N + Rn+ + n/2H2O вправо, если ΔAR < 0 (кислотный метасоматоз, дебазификация), или влево, если ΔAR > 0 (щелочной метасоматоз, базификация) (Кольцов, 2015).

Результаты моделирования

Под воздействием на амфиболит флюидного потока, первоначально равновесного с плагиоклазитом, в ячейке 9 происходит выщелачивание калия из породы, а в ячейке 8 после достижения W ~20 – полное растворение кварца с переходом к бескварцевому амфиболиту с повышенным содержанием амфибола и плагиоклаза и пониженным содержанием граната по сравнению с исходным (табл. 3). Во флюиде, начиная с ячейки 8, отмечается понижение активности SiO2(aq) и относительной степени насыщения $\Delta {\text{lg}}{{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}}}}}$. Одновременно происходит рост щелочности как в абсолютном выражении (рН), так и относительно амфиболита (ΔpH), повышение ΔANa (Na-метасоматоз) и более слабый рост ΔAСа (Са-базификация). Дальнейшее развитие этих процессов приводит в ячейках 5, 6 и 7 к формированию специфической обедненной SiO2 (менее 45 мас. %) модельной породы, содержащей около 66 мас. % Amp, 15–16 мас. % Pl, 18–20 мас. % Grt. Такую породу можно охарактеризовать как десилицированный амфиболит. Флюид здесь характеризуется максимальными для всей зональности значениями щелочности, ΔANa и ΔAСа, минимальными значениями насыщенности SiO2(aq), а также повышенными значениями ΔAFe. В этих же ячейках наблюдается потеря массы, которая связана, очевидно, с продолжающимся выносом SiO2.

При возрастании W до 103 и выше характер процессов резко меняется (табл. 3, ячейки 2, 3, 4). Происходит замещение амфибола до полного исчезновения и частичное замещение граната все более кислым плагиоклазом. Содержания SiO2 и Na2O в модельной породе возрастают, а оснований снижается, в небольшом количестве появляется биотит. При дальнейшем развитии процесса в ячейке 1 появляется корунд. Концентрация SiO2(aq) во флюиде остается почти постоянной, ΔANa незначительно снижается, но резко падает и становится отрицательной ΔAСа (Са-дебазификация), при этом заметно возрастает ΔAMg. Важнейшей чертой метасоматического процесса в ячейках 1–4 является все возрастающее увеличение массы вещества (Мкон) относительно исходного количества (Мисх), т.е. его привнос флюидом.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Приведенные данные позволяют выделить три метасоматические зоны изменений амфиболита на месторождении Хитостров (рис. 6).

Рис. 6.

Модельная метасоматическая зональность для Crn-содержащих пород по амфиболитам Хитострова: главные свойства и параметры инфильтрационного процесса. Цифры около Pl – содержание в плагиоклазе анортита в %. Обозначения характеристик флюида (ΔAR, $\Delta a_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}^{{}},$ ΔpH) разъяснены в разделе “Методика моделирования”.

Зона-0 представлена кварцсодержащим амфиболитом с малыми изменениями исходного состава в ячейках 9–11, включая вынос небольшого количества K2O (табл. 3). Хотя в действительности К в амфиболитах присутствует в составе биотита, расчетный равновесный состав включает калиевый полевой шпат. По-видимому, это обусловлено слабо проявленной мигматизацией амфиболитов, что могло привести к некоторому избытку Al2O3 и SiO2 в проанализированном веществе.

Зона-1 (табл. 3, ячейки 5, 6, 7, 8; рис. 6) формируется после полного растворения кварца с образованием десилицированного Pl-Grt амфиболита. Эта зона хорошо сопоставима с мафическими богатыми Na-Ca амфиболом бескварцевыми породами, в которых содержание SiO2 снижается до 37 мас. % (табл. 2). Для этой зоны характерно сохранение почти постоянной массы породы в ячейках, несколько уменьшенной по сравнению с исходной вследствие растворения кварца. Это указывает на то, что процессы минералообразования здесь протекают путем реакций замещения без существенного отложения вещества. Эти реакции представляют собой реакции гидролиза, которые контролируются параметром ΔAR. Исходя из данных об этом параметре и относительном количестве минералов (табл. 3, рис. 6), можно схематически обозначить процесс образования первой зоны как: Grt + Na2O(aq) + CaO(aq) → Amp + Pl + + SiO2(aq).

В зоне-2 (табл. 3, рис. 6) происходит нарастающая плагиоклазизация десилицированного амфиболита зоны-1 с тенденцией к образованию маломинеральных олигоклазитов с гранатом и биотитом при полном замещении амфибола. По мере увеличения содержания плагиоклаза происходит постепенный переход от меланократовых к мезократовым Аmp-содержащим плагиоклазовым породам зоны-2а и далее к лейкократовым плагиоклазовым породам вплоть до полного исчезновения амфибола в зоне-2б (рис. 6). Они подобны лейкократовым плагиоклазитам, образующим текстуры зон пропитки плагиоклазом в полосчатых меланократовых и мезократовых породах (рис. 3).

В противоположность зоне-1 в зоне-2 (рис. 6) наблюдается избыток массы, что указывает на переход от процессов замещения к процессам отложения минералов из раствора. Условием такого отложения является более высокая валовая концентрация элементов в растворе, втекающем в данную ячейку, по сравнению с концентрацией в растворе, равновесном с породой в данной ячейке. Эти валовые концентрации рассчитаны для ячеек, где наблюдается отложение вещества (табл. 4). Как видно, на всем протяжении зоны валовые концентрации Na, Al, Si непрерывно понижаются, отражая процесс кристаллизации кислого плагиоклаза. Величина этого понижения отвечает тому количеству вещества, которое осаждается из раствора в зоне-2. Одновременно раствор, взаимодействуя с амфиболитом, насыщается Са, и его концентрация непрерывно возрастает. Помимо этого, в формировании состава зоны-2 участвуют минералы замещаемой породы – гранат и амфибол. Учитывая, что количество граната в этой зоне, указанное в табл. 3, приведено к общему количеству вещества, преимущественно осажденному, можно пересчитать его на содержание в исходном веществе в ячейках. Оказывается, что содержание граната в этом веществе на внешней границе зоны составляет 22 мас. %, затем оно возрастает до 32 и 49 мас. % и лишь после полного исчезновения амфибола снижается до 38 мас. %. Следовательно, кроме отложения плагиоклаза в зоне-2 протекает реакция замещения, которую можно схематически записать как: Amp → Grt + CaO(aq) + Na2O(aq).

Таблица 4.

Валовые концентрации элементов в модельном флюиде в ячейках с осаждением вещества (Н2О, моль/кг)

Элементы Плагиоклазит Номера ячеек
1 2 3 4 5
Si 0.611 0.609 0.605 0.599 0.595 0.598
Al 5.39E-02 5.24E-02 5.07E-02 4.80E-02 4.47E-02 4.16E-02
Fe 3.12E-04 3.06E-04 3.06E-04 2.86E-04 3.10E-04 3.03E-04
Mg 5.24E-06 4.11E-06 4.12E-06 4.14E-06 2.33E-06 1.50E-06
Ca 2.34E-05 6.58E-06 1.16E-05 2.79E-05 4.71E-05 6.70E-05
Na 1.043 1.042 1.040 1.038 1.036 1.034
K 2.15E-02 2.15E-02 2.14E-02 2.15E-02 2.16E-02 2.21E-02

Зона-3 (табл. 3 ячейка 1; рис. 6) представлена корундсодержащим олигоклазитом с небольшой примесью граната и биотита. За исключением корунда, по составу породы и параметрам флюида эта зона почти ничем не отличается от зоны-2. В ней также резко преобладает отложение минералов из раствора, в их число входит и корунд. Следовательно, единственным фактором образования корунда в рамках рассматриваемой модели является понижение температуры от 710 до 700°С в условиях тыловой зоны, где величина W флюид/порода максимальна. Это приводит к пересыщению первоначально насыщенного Al2O3 раствора и уменьшению валовой концентрации Al в зоне-3 (табл. 4). Однако в большей мере этот избыток Al в растворе расходуется вместе с Na и Si на отложение в этой зоне плагиоклаза. Отметим, что и в дальнейшем в зоне-2 в изотермических условиях валовая концентрация Al в растворе понижается, но к отложению корунда это не приводит, что обусловлено, вероятно, поступлением в раствор новых порций компонентов амфиболита, которые связываются с Al в алюмосиликатах. Указанное положение корунда в зональности не противоречит наблюдаемому распределению его зерен в метасоматитах, которые концентрируются преимущественно вблизи контакта лейкократовых плагиоклазитов с мафическими амфиболовыми породами (десилицированными амфиболитами) зоны-1 или с более меланократовыми участками (Grt + Ca-Amp) зоны-2 (рис. 3 и 4). Можно полагать, что при взаимодействии прогретого флюида и осажденного вещества с телами менее проницаемых и медленнее прогревающихся амфиболитов вблизи этого контакта возникает градиент температуры. В более проницаемых зонах пропитки, где флюидный поток более мощный, температура быстро выравнивается (Кольцов, Бушмин, 2022).

Изменение состава минералов в модельной зональности находится в хорошем соответствии с охарактеризованными выше тенденциями эволюции параметров флюида: понижением $\Delta {\text{lg}}{{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}}}}}$ в зоне-1, повышенной щелочностью (ΔANa) и магнезиальностью (ΔAMg), пониженной кальциевос-тью (ΔAСа) в тыловой зоне. Наблюдается постепенная деанортитизация плагиоклаза, а гранат обедняется гроссуляровым компонентом. В зоне-1 отмечается незначительное понижение магнезиальности и граната, и амфибола, но затем в зонах-2 и -3 эта величина заметно возрастает. Характерно также значительное повышение натровости и глиноземистости амфибола, который в зоне-0 отвечает роговой обманке, а в зоне-2 близок к Mg-Fe паргаситу.

Явное отличие от природной зональности – присутствие корунда только в модельной зоне-3 плагиоклазита, где максимальна величина W (соотношение флюид/порода), отражающая интенсивность процесса «промывки» флюидом. Обращает на себя внимание неравновесность корунда с минеральными парагенезисами других зон по данным термобарометрии, но при этом его постоянная ассоциация с плагиоклазом в жилах, жилках, прожилках и пятнах в породах этих зон. Таким образом, мы рассматриваем присутствие корунда в зонах-1 и -2, как результат инфильтрации флюида с образованием зоны-3 корундового плагиоклазита вдоль каналов (микротрещин) с повышенной проницаемостью, и отложение корунда совместно с плагиоклазом вследствие понижения температуры в этой зоне на фоне повышенной щелочности.

ВЫВОДЫ

1. В корундсодержащих породах с Ca-амфиболом обнаружена минеральная зональность в виде закономерно повторяющейся триады минеральных зон: внешняя мафическая или меланократовая зона десилицированного амфиболита, промежуточная зона мезократовых и лейкократовых плагиоклазовых пород с Ca-амфиболом, гранатом, ±Bt и внутренняя зона плагиоклазитов с корундом и с небольшим количеством биотита и граната. Это позволяет рассматривать окружающие кварцсодержащие амфиболиты в качестве протолита для метасоматитов с Ca-амфиболом, преобладающих среди корундсодержащих пород месторождения Хитостров. Присутствие корунда в породах внешней зоны и промежуточной зоны является следствием инфильтрации в них флюида с образованием парагенезиса плагиоклаза с корундом внутренней зоны.

2. Моделирование процесса метасоматической десиликации амфиболита из окружающей метаморфической толщи обнаружило при заданных модельных параметрах возможность образования подобной зональности в виде триады минеральных зон. Помимо десиликации, эта зональность характеризуется Na-щелочным метасоматозом и Са-дебазификацией. Отложение корунда, согласно модели, происходит вместе с кислым плагиоклазом из пересыщенного Al и Si щелочного раствора вследствие понижения температуры. В отличие от кианитовых гнейсов, одной только десиликации амфиболитов для образования в них корунда недостаточно.

Благодарности. Авторы благодарны директору особо охраняемых природных территорий регионального значения Республики Карелия И.В. Кипрухину, коллегам В.М. Козловскому, Н.И. Фришману за большую помощь в организации и проведении полевых работ, а также Д.В. Доливо-Добровольскому, В.И. Иващенко и В.М. Козловскому за плодотворное обсуждение научных проблем, затронутых в статье. Авторы выражают благодарность рецензентам Л.Я. Арановичу и Н.Н. Акинфиеву за конструктивные замечания при рецензировании, позволившие улучшить первоначальный вариант рукописи.

Источники финансирования. Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда № 22-27-00270, https://rscf.ru/project/22-27-00270/.

Список литературы

  1. Авченко О.В., Высоцкий С.В., Чудненко К.В. Опыт моделирования реакции гранат-ортопироксен-шпинель-плагиоклаз методом минимизации термодинамического потенциала // Докл. АН. 2007. Т. 415. № 1. С. 87–90.

  2. Акимова Е.Ю., Кольцов А.Б. Термодинамическое моделирование процесса формирования корундсодержащих метасоматитов Беломорского подвижного пояса (Фенноскандинавский щит) // Петрология. 2022. Т. 30. № 1. С. 69–90.

  3. Аранович Л.Я. Минеральные равновесия многокомпонентных твердых растворов. М.: Наука, 1991. 253 с.

  4. Аранович Л.Я. Роль рассолов в высокотемпературном метаморфизме и гранитизации // Петрология. 2017. Т. 25. № 5. С. 491–503.

  5. Аранович Л.Я., Козловский В.М. Роль подвижности кремнезема при образовании “зарождающихся” эклогитов // Геохимия. 2009. № 2. С. 210–215.

  6. Аранович Л.Я., Бортников Н.С., Бушмин С.А. и др. Флюидные потоки в региональных зонах деформаций // Петрология. 2009. Т. 17. № 4. С. 415–436.

  7. Аранович Л.Я., Закиров И.В., Сретенская Н.Г., Геря Т.В. Тройная система H2O–CO2–NaCl при высоких Р-Т параметрах: эмпирическая модель смещения // Геохимия. 2010. № 5. С. 1–10.

  8. Балаганский В.В. Главные этапы тектонического развития северо-востока Балтийского щита в палеопротерозое: Автореф. дис. … докт. геол.-мин. наук. СПб., 2002. 32 с.

  9. Беляев О.А., Бушмин С.А., Володичев О.И. и др. Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1990. 142 с.

  10. Бушмин С.А., Глебовицкий В.А. Схема минеральных фаций метаморфических пород // Зап. РМО. 2008. Ч. CXXXVII. № 2. С. 1–13.

  11. Бушмин С.А., Вапник Е.А., Иванов М.В. и др. Флюиды гранулитов высоких давлений // Петрология. 2020. Т. 28. № 1. С. 23–54.

  12. Высоцкий С.В., Игнатьев А.В., Левицкий С.Ю. и др. Новые данные по стабильным изотопам минералов корундоносных образований Северной Карелии (Россия) // Докл. АН. 2011. Т. 439. № 1. С. 95–98.

  13. Высоцкий С.В., Игнатьев А.В., Левицкий В.И. и др. Геохимия стабильных изотопов кислорода и водорода корундоносных пород и минералов Северной Карелии как индикатор необычных условий их формирования // Геохимия. 2014. № 9. С. 843–853.

  14. Глазунков В.М. Отчет о результатах детальных поисков и поисково-оценочных работ на ограночный и коллекционный корунд в Северной Карелии (1984–1985 г.). Л.: СПО “Северкварцсамоцветы”, 1985. Отчет №24808.

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

  16. Глебовицкий В.А., Бушмин С.А. Послемигматитовый метасоматоз. Л.: Наука, 1983. 216 с.

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

  18. Доливо-Добровольский Д.В. TriQuick: программа для построения прямоугольных и треугольных точечных диаграмм, а также для отображения, создания и редактирования диаграммной графики. 2012. URL: http://www.dimadd.ru/ru/Programs/triquick

  19. Доливо-Добровольский Д.В. TC_Comb: оболочка программы THERMOCALC для эффективной мультиравновесной геотермобарометрии методом avPT с визуализацией и анализом результатов. 2013. URL: http://www.dimadd.ru/ru/Programs/tccomb

  20. Иванов М.В., Бушмин С.А. Уравнение состояния флюидной системы H2O–CO2–CaCl2 и свойства флюидных фаз при P-T параметрах средней и нижней коры // Петрология. 2019. Т. 27. № 4. С. 431–445.

  21. Иванов М.В., Бушмин С.А. Термодинамическая модель флюидной системы H2O–CO2–NaCl при Р-Т параметрах средней и нижней коры // Петрология. 2021. Т. 29. № 1. С. 90–103.

  22. Карта минеральных фаций метаморфических и метасоматических пород восточной части Балтийского щита, масштаб 1 : 1500 000 (О.А. Беляев, С.А. Бушмин, О.И. Володичев и др.) // Под ред. В.А. Глебовицкого. Л.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 1991. 1 лист.

  23. Колесник Ю.Н. Высокотемпературный метасоматоз в ультраосновных массивах. Новосибирск: Наука, 1976. 240 с.

  24. Кольцов А.Б. Влияние источников и путей эволюции растворов на состав метасоматитов // Геохимия. 2015. № 2. С. 144–161.

  25. Кольцов А.Б., Бушмин С.А. Метасоматоз в термоградиентных условиях: модели сопряженного переноса тепла и взаимодействия флюид–порода // Петрология. 2022. № 3. С. 309–330.

  26. Коржинский Д.С. Открытые системы с вполне подвижными компонентами и правило фаз // Изв. АНСССР. Сер. геол. 1949. № 2. С. 3–14.

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

  28. Крылов Д.П. Аномальные отношения 18О/16О в корундсодержащих породах Хитоострова (Северная Карелия) // Докл. АН. 2008. Т. 419. № 4. С. 533–536.

  29. Крылов Д.П., Глебовицкий В.А. Локальное распределение изотопов кислорода и обмен флюидом при формировании корундсодержащих пород Хитоострова // Докл. АН. 2017. Т. 473. № 5. С. 593–595.

  30. Левицкий В.И. Петрология и геохимия метасоматоза при формировании континентальной коры. Новосибирск: ГЕО, 2005. 340 с.

  31. Сафонов О.Г., Бутвина В.Г., Лиманов Е.В., Косова С.А. Минеральные индикаторы реакций с участием солевых компонентов флюидов в глубокой литосфере // Петрология. 2019. Т. 27. № 5. С. 525–556.

  32. Серебряков Н.С. Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса (на примере Чупинского сегмента): Автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. М.: ИГЕМ РАН, 2004. 30 с.

  33. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Условия локализации проявлений коллекционного корунда в породах чупинской толщи беломорского комплекса Северной Карелии // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 2004. № 4. С. 36–42.

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

  35. Серебряков Н.С., Астафьев Б.Ю., Войнова О.А., Пресняков С.Л. Первое локальное Th-U-Pb-датирование циркона метасоматитов Беломорского подвижного пояса // Докл. АН. 2007. Т. 413. № 3. С. 388–392.

  36. Слабунов А.И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов (на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита). Петрозаводск: Изд-во КарНЦ РАН, 2008. 296 с.

  37. Слабунов Ф.И., Балаганский В.В. Щипанский А.А. Мезоархей-палеопротерозойская эволюция земной коры Беломорской провинции Фенноскандинавского щита и тектоническая позиция эклогитов // Геология и геофизика. 2021. Т. 62. № 5. С. 650–677.

  38. Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Геолого-структурные закономерности размещения корундовой минерализации в Северо-Западном Беломорье // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1991. № 6. С. 3–13.

  39. Устинов В.И., Бакшеев И.А., Серебряков Н.С. Изотопный состав кислорода минералообразующих флюидов корундсодержащих метасоматитов Хитоостровского и Варацкого проявлений, Северная Карелия // Геохимия. 2008. № 11. С. 1245–1248.

  40. Шваров Ю.В. Алгоритмизация численного равновесного моделирования динамических геохимических процессов // Геохимия. 1999. № 6. С. 646–652.

  41. Bebout G.E., Penniston-Dorland S.C. Fluid and mass transfer at subduction interfaces – the field metamorphic record // Lithos. 2016. V. 240–243. P. 228–258.

  42. Bindeman I.N., Serebryakov N.S. Geology, Petrology and O and H isotope geochemistry of remarkably 18O depleted Paleoproterozoic rocks of the Belomorian Belt, Karelia, Russia, attributed to global glaciation 2.4 Ga // Earth Planet. Sci. Lett. 2011. V. 306. P. 163–174.

  43. Bushmin S.A., Glebovitsky V.A. Scheme of mineral facies of metamorphic rocks and its application to Fennoscandian shield with representative sites of orogenic gold mineralization // Transactions of Karelian Research Centre RAS. Precambr. Geol. Ser. 2016. № 2. P. 3–27.

  44. Glebovitsky V.A. Early Precambrian of Russia. London: Harwood Acad. Pabl., 1997. 261 p.

  45. Grichuk D.V. Thermodynamic model of ore-forming processes in a submarine island-arc hydrothermal system // Geochem. Int. 2012. V. 50. № 13. P. 1069–1100.

  46. Holland T.J.B., Powell R. An internally consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest // J. Metamorph. Geol. 1998. V. 16. P. 309–343.

  47. Manning C.E. Thermodynamic modeling of fluid–rock interaction at mid-crustal to upper-mantle conditions // Rev. Mineral. Geochem. 2013. V. 76. P. 135–164.

  48. Manning C.E. Fluids of the lower Crust: Deep is different // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2018. V. 46. P. 67–97.

  49. Manning C.E., Aranovich L.Y. Brines at high pressure and temperature: Thermodynamic, petrologic and geochemical effects // Precambr. Res. 2014. V. 253. P. 6–16.

  50. Manning C.E., Frezzotti M.L. Subduction-zone fluids // Elements. 2020. V. 16. P. 395–400.

  51. Lahtinen R., Huhma H. A revised geodynamic model for the Lapland-Kola Orogen // Precambr. Res. 2019. V. 330. P. 1–19.

  52. Mints M.V., Dokukina K.A., Konilov A.K. The Meso-Neoarchaean Belomorian eclogite province: Tectonic position and geodynamic evolution // Gondwana Res. 2014. V. 25. P. 561–584.

  53. Pokrovskii V.A., Helgeson H.C. Thermodynamic properties of aqueous species and the solubilities of minerals at high pressures and temperatures: the system Al2O3–H2O–NaCl // Amer. J. Sci. 1995. V. 295. P. 1255–1342.

  54. Powell R., Holland T.J.B. Optimal geothermometry and geobarometry // Amer. Mineral. 1994. V. 79. P. 120–133.

  55. Powell R., Holland T.J.B. An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: 3. Application methods, worked examples and a computer program // J. Metamorph. Geol. 1988. V. 6. P. 173–204.

  56. Shock E.L., Sassani D.C., Willis M., Sverjensky D.A. Inorganic species in geologic fluids: correlations among standard molal thermodynamic properties of aqueous ions and hydroxide complexes // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 61. № 5. P. 907–950.

  57. Steele-MacInnis M., Manning C.E. Hydrotermal properties of geologic fluids // Elements. 2020. V. 16. P. 375–380.

  58. Sverjensky D.A., Hemley J.J., D’Angelo W.M. Thermodynamic assessment of hydrothermal alkali feldspar–mica–aluminosilicate equilibria // Geochim. Cosmochim. Acta. 1991. V. 55. № 4. P. 989–1004.

  59. Sverjensky D.A., Shock E.L., Helgeson H.C. Predictions of the thermodynamic properties of aqueous metal complexes to 1000°C and 5 kb // Geochim. Cosmochim. Acta. 1997. V. 61. № 7. P. 1359–1412.

  60. Whitney D.L., Evans B.W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // Amer. Mineral. 2010. V. 95. P. 185–187.

  61. Zakharov D.O., Bindeman I.N., Slabunov A.I. et al. Dating the Palaeoproterozoic snowball Earth glaciations using contemporaneous subglacial hydrothermal systems Dating the Palaeoproterozoic snowball Earth glaciations using contemporaneous subglacial hydrothermal systems // Geology. 2017. V. 45. P. 667–670.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал