Коробейников А.Ф. Теоретические основы моделирования месторождений полезных ископаемых

Подождите немного. Документ загружается.

141

пользованы

как

материал

обучения

другая

часть

месторождения

использовалась

качестве

экзамена

Оба

участка

рудной

залежи

разделены

на

блоки

одинаковых

размеров

от

12×12

до

80×80

охватывая

по

мощности

все

рудное

тело

Затем

для

каждого

блока

нахо

дящегося

центре

рудного

пересечения

по

данным

опробования

вычислен

набор

статистик

, S

(

)

др

На

основе

данных

всех

перечислений

находящихся

блоке

для

каждого

блока

определялось

ср

которое

было

принято

за

истинное

зна

чение

для

обучаемой

площади

построена

регрессия

),(SaaCааС

1iy2

ср

ω⋅++δ⋅+⋅+= K

где

ср

–

среднее

содержание

полезного

компонента

выработке

–

то

же

для

рудного

подсечения

–

среднеквадратическое

отклонение

, S(

) –

значение

функ

ции

спектральной

плотности

Для

блоков

контрольной

зоны

определялись

две

оценки

среднего

содержания

ср

из

регрессии

оценка

по

формуле

ср

На

рис

. 63

видно

что

корреляция

между

традиционной

оценкой

среднего

истинным

его

значением

затухает

быстрее

чем

корреляция

между

традиционной

оценкой

среднего

истинным

его

значением

для

регрессионной

оценки

истинным

средним

радиус

значимой

корреляции

равен

, R

> 100

При

решении

задач

фиксации

границ

геохимических

аномалий

также

можно

использовать

принципы

мультиструктурного

моделирования

путем

анализа

стати

стических

характеристик

локальных

вариаций

поля

таких

как

квадратическое

откло

нение

значения

функции

спектральной

плотности

функции

автокорреляции

При

этом

границы

эффективной

зоны

первичных

геохимических

ореолов

удается

1,4–

1,8

раза

расширить

за

счет

области

субфоновых

ореолов

»,

пределах

которых

сред

нее

содержание

полезных

компонентов

не

выходит

на

уровень

фоновых

величин

дисперсия

другие

характеристики

шумовой

составляющей

геохимического

поля

становятся

аномальными

142

11. ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ

РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

последние

десятилетия

активно

разрабатываются

изотопно

геохимические

критерии

для

оценки

источников

рудного

вещества

выявления

глубинной

эндоген

ной

рудной

зональности

уровней

эрозионного

среза

отдельных

зон

минерализации

связи

изотопного

состава

серы

сульфидов

их

золотоносностью

платиноносно

стью

для

решения

других

генетических

проблем

рудообразования

Изотопно

геохимические

модели

золоторудных

месторождений

Западной

Калбы

Для

выявления

эндогенной

зональности

золоторудных

месторождений

чер

носланцевых

толщах

карбона

Западной

Калбы

Коробейниковым

Овчинниковым

Масленниковым

Вороновским

[1990]

были

выпол

нены

изотопные

исследования

серы

сульфидов

Проанализированы

пириты

III

руд

ной

генерации

из

кварцевых

жил

штокверков

прожилково

вкрапленных

вкрап

ленных

золото

платиноидно

пирит

арсенопиритовых

руд

залегающих

березитах

лиственитах

среди

углеродистых

терригенно

вулканогенных

толщ

2-3

Пириты

III

кварцево

жильного

типа

руд

слагающих

верхнюю

часть

рудно

метасоматической

колонны

характеризуются

утяжеленным

составом

изтопов

серы

S + 2,2...11,59

‰,

пириты

III

вкраплено

прожилковых

сульфидных

руд

залегающие

нижней

части

этой

колонны

обнаружили

облегченный

изотопный

состав

серы

−1,44...13,74‰ (

рис

. 59).

При

этом

наиболее

опущенных

Боконском

Юго

Восточном

структурных

блоках

развитыми

здесь

кварцевыми

жилами

пириты

III

имеют

изотопный

состав

серы

от

+2,2

до

+4,79‰.

Пириты

III

вкрапленных

руд

нижних

горизонтов

обнаружили

от

+9,09

до

+11,59‰.

Центральном

рудном

блоке

жильно

штокверковыми

золото

кварцево

сульфидными

ассоциациями

вы

явлены

пириты

III

изтопным

составом

черы

от

+1,96

до

+4,90‰.

нижней

части

этого

блока

выявлены

прожилково

вкрапленные

золото

пирит

арсенопиритовые

руды

изотопным

соотношением

серы

пириты

от

+0,21

до

+2,74‰.

Промежуточном

Северо

Западном

рудных

блоках

изотопный

состав

пиритов

III

составил

от

−6,04

до

−13,74‰

−2,83

до

+0,8‰

соответственно

Все

это

свидетельствует

более

глубинном

эрозионном

срезе

данного

структурного

блока

вскрывшего

нижнерудные

части

рудно

метасоматической

колонны

богатой

золото

сульфидной

минерализацией

общем

случае

проявилась

такая

вертикальная

изотопно

геохимическая

зо

нальность

колонны

(

S): +6,8‰



+3,1



+1,54



−0,86



−10,2‰ (

на

глубину

бо

лее

км

целом

установлено

закономерное

изменение

от

положительных

значений

+2...+11,59‰

на

верхних

горизонтах

жильных

золото

кварцевых

руд

близнулевым

+1,96...+1‰

средних

горизонтах

штокверковых

золото

кварцевых

до

отрицательных

значений

−6,04...−13,4‰

нижних

горизонтах

вкрапленных

золо

то

платиноидно

сульфидных

руд

Полученные

изотопно

геохимические

данные

свидетельствуют

едином

глубинном

источнике

серы

металлов

для

образования

различных

структурно

морфологических

типов

руд

общей

рудно

метасоматической

колонне

смешении

глубинных

флюидов

местными

трещин

ными

водами

143

Сравнивая

эти

данные

результатами

изучения

изотопных

отношений

серы

сульфидах

Бакырчикского

рудного

поля

(

см

рис

. 64),

выявляем

их

большое

сходст

во

Например

для

участков

Костобе

Восточного

Центрального

Западного

блоков

Западной

Калбы

составляет

: −4,50...+0,33...+2,02‰;

от

−3,0

до

+3,8‰

от

−5,18

до

−1,91‰

соответственно

Рис. 64. Месторождение Гай. Изотопно-геохимическая модель Стержневой линзы.

Содержания меди (усл. ед.): а – 1; б – 3; в – 5, г – 10; д – > 10 (по Н.М. Заири, 1987)

Изтопоно

геохимические

модели

колчеданных

месторождений

Урала

Рудного

Алтая

Кубы

Заири

[1977]

выполнены

изотопно

геохимические

исследования

золото

носных

колчеданных

месторождений

Урала

Рудного

Алтая

на

этой

основе

раз

работаны

модели

этих

типов

рудных

объектов

(

рис

. 64).

Модель

месторождений

вулканогенных

областей

рассматривается

на

примере

крупного

Гайского

месторождения

(

Южный

Урал

Оно

локализовано

Западно

Магнитогорской

эвгеосинклинальной

зоне

строении

рудовмещающей

депрессии

кальдерного

типа

принимают

участие

экструзивно

эффузивно

пирокластические

образования

–D

перекрытые

вулканитами

базальт

андезит

базальтовой

форма

ции

e–qv

туфогенно

осадочными

породами

qv.

Изучались

пластовые

про

жилково

вкрапленные

руды

зоны

подводящего

канала

Для

серноколчеданных

руд

изотопные

показатели

изменяются

от

+0,3

до

0,5‰.

Медноколчеданные

руды

обнаружили

незначительные

колебания

от

нижних

более

высокотемпературных

частей

рудопроводящей

структуры

(

≥

300°

S +3±0,4‰)

переходной

придон

ной

части

палеокальдеры

(

≤

260°

S +2,5±0,4‰).

Максимальные

флуктуации

144

изотопном

составе

сульфидов

отмечены

по

латерали

этой

палеокальдеры

≤

250–

220°

S +2,5±0,5‰.

Выявленная

дисперсия

от

+20,5

до

–31,0‰

свидетель

ствует

об

изотопно

неравновесных

условиях

сульфидоотложения

при

определяю

щей

роли

сульфатредукции

Анализ

данных

по

показал

что

вулканическая

дея

тельность

обеспечивала

геохимический

фон

термостатитрованность

зоны

разгруз

ки

гидротерм

биогенная

составляющая

не

превышала

от

общей

массы

мине

рализации

Изотопно

геохимическая

модель

месторождений

вулканогенно

осадочных

об

ластей

рассмотрена

на

примере

Корбалихинского

золотоносного

колчеданно

полиметаллического

месторождения

Рудного

Алтая

Месторождение

локализовано

базальт

липарит

кремнисто

терригенной

толще

2-3

Выделяются

метасоматиче

ские

гидротермально

осадочные

руды

Медноколчеданные

руды

содержат

сред

нем

0,11

Au (

от

0,01

до

0,5); 0,05 Pt

0,48

Pd,

колчеданно

полиметаллические

– 0,23

Au; 0,22 Pt

0,14 Pd [

Коробейников

, 2006].

Анализ

распределения

величин

по

разрезам

показал

хорошее

совпадение

минералогической

изотопно

геохимической

температурной

зональностей

Гори

зонтальная

зональность

симметрична

центре

рудоносной

площади

рудной

зоны

находятся

медно

цинково

колчеданные

руды

=280°

S FeS

= +4,0±2‰;

про

межуточной

зоне

залегают

руды

медно

свинцово

цинково

колчеданные

=230°

S FeS

= +0,9±0,1‰,

удаленной

фланговой

зоне

–

медно

свинцово

цинковые

руды

≤

180°

S FeS

= +39,5±11‰.

Существенные

вариации

величин

от

+39,5

до

–9,6‰

свидетельствуют

об

осадочно

биогенной

природе

сульфидной

серы

руд

краевых

зон

месторождения

целом

же

по

месторождению

модель

вертикаль

ной

изотопно

геохимической

зональности

близка

латеральной

При

этом

сульфид

ные

руды

метасоматического

типа

несут

всего

4–6%

биогенной

серы

гидротер

мально

осалочного

типа

–

до

95%.

Оруденение

соседних

Среднего

Зареченского

колчеданно

полиметаллических

месторождений

северо

западной

части

Рудного

Алтая

досклад

чатое

сингенетичное

среденедевонскому

вулканизму

Карбалихинское

Сред

нее

Заречное

месторождения

образовались

из

единого

потока

гидротермальных

растворов

из

одного

рудогенерирующего

источника

На

возрастное

генетическое

единство

этих

месторождений

указывают

также

одинаковые

значения

изотопного

состава

свинцов

из

этих

руд

: Pb

206

/ Pb

204

, Pb

207

/ Pb

204

, Pb

208

/ Pb

204

для

Среднего

ме

сторождения

составили

соответственно

0,1; 0,2; 0,1;

для

Зареченского

– 0,13; 0,16;

0,1.

Температуры

гомогенизации

газовожидких

включений

минералах

составили

360–100°

[

Чекалин

Королев

, 1988].

Результаты

изотопных

определений

серы

руд

всех

изученных

месторождений

показали

их

близкие

соотношения

(

+4,0...+2,0‰

среднем

)

свидетельствуют

ювенильном

источнике

серы

Модели

колчеданно

полиметаллических

месторождений

терригенно

осадочных

областей

рассматриваются

на

примерах

изотопного

состава

серы

суль

фидов

колчеданных

месторождений

Куба

(

месторождения

Карлота

Санта

Люсия

Залежи

медноколчеданного

месторождения

Карлота

приурочены

мета

терригенным

толщам

содержащим

линзовидные

протрузии

серпентинитов

релик

ты

эффузивных

потоков

субвулканических

тел

базальтов

их

туфов

Месторожде

ние

колчеданно

свинцово

цинкового

типа

Санта

Лючия

локализовано

слабомета

морфизованных

терригенных

породах

без

признаков

эффузивно

интрузивной

дея

тельности

145

Изотопный

состав

серы

пирита

рудных

залежей

месторождения

Карлота

варь

ирует

пределах

от

+7,4

до

–27,9‰ (

рис

. 65).

Но

контуре

отдельных

рудных

тел

обособляется

несколько

уровней

рудообразования

сульфиды

которых

отличаются

по

величинам

по

дисперсии

Уровень

отвечает

зонам

метасоматических

прожилковых

руд

характеризуется

высокой

степенью

однородности

2,0%.

Уро

вень

II,

переходный

массивным

рудам

по

дисперсии

раза

превышает

метасо

матические

– 4%.

Уровень

III

на

1–1,5%

изотопно

легче

серы

сульфидов

преды

дущих

горизонтов

при

резком

возрастании

дисперсии

S = +7,0‰.

Здесь

количест

во

осадочно

биогенной

серы

достигает

40–60%.

Следовательно

месторождения

колчеданных

формаций

нередко

зо

лотоносных

чаще

формировались

условиях

островодужного

режима

характеризуются

типовыми

изотоп

но

геохимическими

моделями

ото

бражающими

основные

обстановки

отложения

рудного

вещества

усло

виях

субмаринного

рудогенеза

Ис

точниками

металлов

серы

являлась

мантия

Общность

всех

рассмотрен

ных

моделей

заключается

гетеро

генности

серы

сульфидов

колчедан

ных

месторождений

Пономарчуком

[2005]

изу

чены

геохронологические

(

Ar–

Rb–Sr)

изотопно

геохимические

(

Sr/

Sr,

параметры

мед

но

молибден

порфировых

месторо

ждений

для

уточнения

моделей

их

формирования

На

особенностях

формирования

этих

месторождений

разрабатываются

их

модели

базирующиеся

на

принципе

петрогенетической

авто

номности

порфирового

магматизма

[

Сотников

др

., 1988].

Из

за

отсутвия

деталь

ных

геохронологических

изотопных

характеристик

многие

вопросы

образования

медно

золото

порфировых

медно

молибден

порфировых

месторождений

остава

лись

дискуссионными

Это

обусловило

выполнение

специальных

изотопно

геохимических

исследований

Результаты

K–Ar

Ar–

датирования

магматических

метасоматических

пород

Эрдэнэтского

Шахтаминского

Сорского

рудных

узлов

приведены

табл

. 7.

Анализ

полученных

изотопно

геохимических

данных

показал

что

каждом

рудном

узле

формированию

медно

молибденового

оруденения

предшествовала

длительная

история

развития

многоимпульсного

гранитоидного

магматизма

разнообразной

рудной

минерализацией

Общая

протяженность

таких

магмо

рудообразующих

про

цессов

составила

от

160 (

Аксуг

)

до

16 (

Жирекен

)

млн

лет

Интервалы

между

эндо

генными

импульсами

составляли

15–30

для

палеозойских

5–10

млн

лет

для

мезо

зойских

рудных

узлов

Максимальное

проявление

рудообразующих

процессов

про

исходило

девоне

(

Сора

Аксуг

триасе

(

Эрдэнэтуин

Обо

)

поздней

юре

(

Жире

кен

Шахтама

Култума

Рис. 65. Изотопно-геохимическая модель

формирования сульфидных руд месторожде-

ния (Первый рудный блок) Карлота (по

Н.М.Заири, 1977)

146

Таблица

Обобщенная

система

типовых

моделей

месторождений

полезных

ископаемых

для

прогноза

поисков

разведки

[

по

Понамарчуку

, 2005]

ЭРДЭНЭТСКИЙ РУДНЫЙ УЗЕЛ

Тип породы

Возраст, млн.

лет

Ассоциирующая минерализация

Селенгинский комплекс

Габбро

норит (

–

Nd)

256±21

–

Ni минерализация

Гранодиорит 258,3±3,3

Грано

сиенит

247,3±3,7

скарны

Шивотинский комплекс

Габбро

244,6 ÷

239,3±1,4

К-шпатовые метасоматиты

с рассеянным халькопиритом и мо-

либденитом

Эрдэнэтский порфировый (рудоносный) комплекс

Гранодиорит-порфиры 1 234,6±1,7

Серицитизированные порфиры

(рудный штокверк)

235,8±1,9

Порфировая Cu–Мо минерализация

(главная стадия)

Гранодиорит-порфиры II 225,3±1,0 ÷ 5,8

Порфировая Cu–Мо минерализация

Пострудные дайки

Пострудные трахиандезитовые

порфиры

185±1 ÷ 177±3 Проявления самородной меди

ШАХТАМИНСКИЙ РУДНЫЙ УЗЕЛ

Вмещающие породы

Габброиды 193 ÷ 192

Гранодиориты 168 ÷ 166

Шахтаминский порфировый (рудоносный) комплекс

Гранит-порфиры 160 ÷ 151 Порфировая Мо–Cu минерализация

Пострудные дайки

Пострудные дайки 145 ÷ 140

СОРСКИЙ РУДНЫЙ УЗЕЛ

Мартайгинский комплекс

Габбро-диорит-монцонит-

граносиенит

482,9 ÷ 473,9

Кварцевые жилы с примесью

халькопирита и молибденита,

Cu–Мо скарны

Сиенодиорит-граносиенит 466,6 ÷ 466,2

Монцонит 451,1

Тигертышский комплекс

Гранит-лейкогранит 421,8 ÷ 415,8

К-шпатовые метасоматиты с

рассеянным халькопиритом и

молибденитом

Порфировый (рудоносный) комплекс

Предрудные дайки 405,6 ÷ 402

Субщелочные порфиры I 387,7 ÷ 382,4

Порфировая Мо–Cu минерализация

(главная стадия)

Субщелочные порфиры II 358,7 ÷ 356,3

Мелкие кварц-флюорит-пиритовые и

кварц-молибденитовые жилы

Для

выявления

источников

вещества

интрузивных

пород

рудных

месторож

дений

использовались

определения

изотопов

Sr/

магматических

метасомати

147

ческих

рудных

образованиях

слагающих

их

минералах

–

апатите

титаните

ангид

рите

карбонатах

Значения

Sr/

интрузивных

пород

месторождений

Сора

Ак

суг

Хармагтай

Цаган

Субурга

Эрдэнэтуин

Обо

близки

0,7045,

что

указывает

на

доминирование

мантийной

составляющей

при

их

формировании

Для

пород

место

рождений

Забайкалья

(

Жирекен

Шахтама

)

Становика

(

Бадис

Чубачи

)

изотопные

отношения

Sr/

более

0,7045,

что

свидетельствует

об

участии

корового

вещества

минералообразующих

процессах

Для

сульфидов

(

пирит

халькопирит

молибденит

ангидрит

)

определены

изо

топы

серы

находящиеся

рудных

образованиях

этих

месторождений

Для

руд

Эр

дэнэтуин

Обо

значения

ангидритах

составили

–1,6...+1,5

–0,2...–0,5‰.

зо

нах

интенсивной

гнездовой

прожилковой

пиритизации

удаленных

от

рудных

тел

ангидритовой

минерализации

пиритов

возрастает

до

1...1,3‰.

халькопири

тах

составила

–1,3...+0,5 ‰,

молибденитах

–0,9...+1,4‰.

Максимальный

раз

брос

величин

отмечается

для

пиритов

из

гидротермально

измененных

пород

На

месторождении

Жирекен

значения

пиритов

составляют

от

–0,1

до

+2,0‰,

при

преобладании

интервалах

1,5...2,0‰.

Для

молибденитов

нахо

дится

интервалах

1,7...4,1‰;

для

халькопиритов

от

–0,6

до

+0,2‰.

Высокие

значе

ния

для

пиритов

Сорского

месторождения

определены

интервалах

7,1...9,6‰,

для

молибденитов

– 9...10,2‰,

для

халькопиритов

– 7,4...8,5‰.

целом

на

медно

молибден

порфировых

метсорождениях

Сибири

Монго

лии

сульфиды

характеризуются

небольшим

диапазоном

значений

S: –2,0...+3,8‰

для

существенно

медных

объектов

(

Аксуг

Сора

Шахтама

Близкие

метеоритным

значения

сульфидов

коррелируют

низкими

величинами

Sr/

Sr 0,039–0,7046.

Итак

на

основе

анализа

эволюции

изотопов

магматических

рудно

метасоматических

процессах

геохронологических

данных

выявлена

динамика

мантийно

корового

взаимодействия

при

формировании

порфировых

месторожде

ний

–

для

палеозойско

мезозойской

группы

месторождений

(

Сора

Аксуг

Эрдэнэ

туин

Обо

Жирекен

)

установлено

доминирование

мантийного

источника

для

ме

зозойской

(

Шахтама

Култума

) –

относительное

повышение

доли

корового

вещест

ва

Для

интрузивных

пород

установлены

такие

особенности

изотопных

датировок

которые

позволяют

сделать

такие

общие

выводы

Можно

говорить

петрогенетической

автономности

рудоносных

порфиро

вых

комплексов

Вкрапленники

порфировых

пород

на

3–6

млн

лет

древнее

чем

включающая

их

основная

масса

Это

может

свидетельствовать

об

изотопно

геохронологической

неоднородности

этих

образований

Время

проявления

рудоносных

порфиров

коррелируется

фазами

рифтинга

раскрытия

океанов

соответствующим

поступлением

мантийного

материала

кору

148

12. МОДЕЛИ МАГМАТИЧЕСКИХ, ФЛЮИДНЫХ И ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ

СИСТЕМ ПО ВКЛЮЧЕНИЯМ В МИНЕРАЛАХ

На

основе

исследований

расплавных

рассольных

флюидных

включений

ми

нералах

магматических

метасоматических

пород

руд

рассматриваются

модели

об

разования

месторождений

через

реставрированные

магмо

флюидодинамические

сис

темы

Изучая

взаимоотношения

различных

типов

включений

расплавно

рассольного

флюидного

гидротермального

типов

включений

выявляют

динамику

термобариче

ских

специфических

расплавов

рассолов

пневматолитовых

гидротермальных

рас

творов

формировавших

то

или

иное

эндогенное

оруденение

Выясняется

магмо

флюидный

режим

минералообразования

высокобарических

обычных

условиях

земной

коры

верхней

мантии

получением

прямых

данных

составе

давлениях

флюидов

[

Томиленко

, 2006

др

.].

Это

достигается

термобарогеохимическими

мето

дами

Экспериментально

установлено

что

при

высоких

низких

давлениях

темпе

ратурах

минералы

процессе

кристаллизации

захватывают

расплавные

флюидные

включения

содержимое

которых

отражают

свойства

маточной

среды

которой

осуществляется

их

рост

Флюидные

включения

природных

алмазах

минералах

мантийных

ксенолитов

из

кимберлитовых

тел

Флюидные

включения

алмазах

из

россыпей

Эбеляхского

алмазоносного

поля

Сибирской

платформы

исследованы

методами

оптической

микроскопии

микротер

мометрии

ИК

спектроскопии

газовой

хроматографии

По

данным

хромато

графического

анализа

составе

летучих

определены

СО

, N

СН

другие

бо

лее

тяжелые

чем

метан

углеводороды

[

Томиленко

, 2006] (

рис

. 66).

пределах

одно

го

кристалла

состав

включений

меняется

от

существенно

углекислотных

до

углево

дородных

Более

углекислотные

включения

располагаются

ближе

ядерной

части

алмаза

углеводородные

–

по

периферии

Это

свидетельствует

об

изменении

про

цессе

роста

кристалла

алмаза

окислительно

восстановительных

условий

Рис. 66. Первичные

Sr/

Sr от-

ношения Cu-Mо месторождений

Сибири и Монголии. Пунктирная

линия условно разграничивает

месторождения с разными

источниками

(по В.А.Пономарчуку, 2005)

_____________________

мантийных

ксенолитах

(

гранатовых

лерцолитах

гра

натовых

пироксенитах

грос

пидитах

эклогитах

)

из

ким

берлитовых

трубок

Якутии

выявлены

первичные

декрепи

тированные

включения

них

149

определены

микрокристаллики

карбоната

(

линия

1087

см

–1

СН

СР

Углеводо

родные

включения

располагаются

залеченных

микротрещинах

гранатов

вокруг

включений

параморфоз

кварца

по

коэситу

гранатах

из

эклогитов

обнаружены

однофазные

первично

вторичные

включения

содержащие

(83–96

мол

.%)

приме

сью

СО

(4–17

мол

.%) (

по

данным

спектроскопии

По

данным

ионного

микро

зонда

краевых

зонах

перекристаллизованных

порфирокластов

ортопироксена

обна

ружены

La, Ce, Nd, K, Ba, Sr, Nb.

Согласно

данным

ионного

зонда

содержание

воды

во

флогопите

из

флогопит

шпинелевых

келифитовых

кайм

на

гранате

составляет

вес

.%.

Процесс

келифитизации

гранатов

глубинных

ксенолитов

начинался

услови

ях

мантии

еще

до

попадания

их

кимберлитовый

расплав

оливинах

из

ксенолита

гранатового

лерцолита

из

кимберлитовой

трубки

Удачная

обнаружены

включения

карбонатно

солевых

расплавов

содержащих

сво

ем

составе

хлориты

карбонаты

рудные

минералы

(

по

микрозондовым

спектрометрическим

исследованием

дистене

из

гроспидитов

трубки

Загадочная

обнаружены

глобулы

силикатные

состава

(

масс

.%): 66,4 Si

; 16,9 Al

; 0,4 FeO; 0,1

CaO; 0,2 Na

O; 14,7 K

Оболочки

глобул

обогащены

Ba, La, Ce, Nb,

водой

0,6 % (

по

данным

ионного

микрозонда

Хроматографический

анализ

газов

из

минералов

мантийных

ксенолитов

пока

зал

наличие

их

до

600...2200

рр

Основными

компонентами

являются

СО

СН

иногда

Доля

СО

составляет

от

до

мол

.% (

рис

. 67).

Рис. 67. Составы наиболее ранних флюидных

включений:

а – в кварце из эклогитов и вмещающих гнейсов Северо-Муйской глыбы и б – в кврце и гранате из

эклогитов Кокчетавского массива (1), Зауальпе и Коральпе, Австрия (2), Богемского массива (3) и

Мюнхберского массива (4) (по данным КР-анализа)

Флюидные

включения

магматических

вкрапленников

базальтоидов

Во

вкрапленниках

вулканитов

Забайкалья

установлены

оливин

клинопироксен

плагиоклаз

Температуры

образования

оливина

1300°

клинопироксена

1250–

1080°

плагиоклаза

1200–1070°

Амфиболы

из

тешенитов

кристаллизовались

при

температурах

960–940°

Включения

оливинах

базанитов

обогащены

высокоплот

ной

жидкой

углекислотой

(

флюидное

давление

до

6,5

кбар

до

мол

.% N

; 0,12

150

вес

(

по

данным

спектроскопии

несут

1200 ppm Sr, 710 ppm Ba, 100 ppm

Nb,

также

примеси

Zr, Ta, Ce (

рис

. 68).

Рис. 68.

Корреляционные

зависимости

распределения

содержаний

гомогенизированных

стеклах

включений

оливине

из

разновозрастных

базанитов

Хилокского

грабена

1 – эоценовые; 2 – раннемеловые (по А.А.Томиленко, 2006)

Флюидный

режим

метаморфизма

глубинных

зон

земной

коры

Гранулиты

Алданского

Анабарского

щитов

во

включениях

минералах

со

держат

СО

до

93–100

мол

.%, N

до

6,5

мол

.%.

Давление

флюида

составило

8,5...11

кбар

до

кбар

породах

амфиболитовой

эпидот

амфиболитовой

фации

включения

минералах

представлены

углекислотно

водной

фазами

(

СО

температуры

образования

650...710°

давления

– 5,5...8

кбар

Флюидный

режим

формирования

анортозитов

Автономные

анортозиты

связываются

ранней

стадией

развития

Земли

ксе

нолите

габбро

анортозитов

кимберлитовой

трубки

Удачная

обнаружены

включения

жидкой

углекислоты

клинопироксене

гомогенизация

при

1100–1120°

плотность

рСО

= 1,01–0,98

см

= 8

кбар

Расплавные

включения

клинопироксене

состоят

из

: 58

мас

.% SiO

, Na

O+K

O 0–7,4

мас

.%,

примесей

La, Ce, Nd, Ba, Zr, Nb,

содержат

менее

0,1

вес

.%.

Итак

исследования

показали

что

основными

компонентами

мантийного

флюи

да

оказались

углекислота

вода

метан

реже

азот

Установлены

зоны

достаточно

высокой

степенью

окисления

существенно

восстановленных

флюидов

Метаморфизм

пород

условиях

гранулитовой

фации

происходил

при

участии

водно

углекислотного

флюида

При

этом

СО

возрастало

по

мере

возрастания

мета

морфизма

ОН

соответственно

уменьшалось

Гранитоидные

расплавы

этих

фа

циях

метаморфизма

были

высокотемпературными

(900–850°

по

сравнению

тако

выми

амфиболитовой

фации

(830–700°