Методы диагностики минералов

 

10 билет.-

7. 11 билет . ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ ЛИКВАЦИОННАЯ

— обусловленная разделением расплава на двенесмешивающиеся жидкие фазы, возникающие в процессе охлаждения в результате диффузии (принеоднородности охлаждения), гравитации (поднятие или погружение легких или тяжелых молекул) и др.Возможность явления Д. л. доказана экспериментами. Однако убедительные примеры Д. л. в геол. лит.практически отсутствуют, и ее масштаб и значение не выяснены.

 

8. 12 билет .типичные минеральные ассоциации связанные с основными и ультраосновным магматизмом

Основные и ультраосновные породы

В основных, ультраосновных и щелочных породах основной объем температурных измерений проводилсяметодами анализ расплавных включений. Имеющиеся определения температур выделения минералов спомощью геохимических геотермометров доверия не вызывают, поскольку в методике этих работустановлены значительные методические ошибки.

Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и сопровождающих их карбонатитов происходило вшироких рамках температур и давлений. Ультрабазиты формируются при температурах 1350-1100°С,нефелиновые сиениты – 750-620°С, карбонатиты первой стадии 630-520°С, второй стадии 520-400°С,карбонатиты третьей стадии 400-300°С, карбонатиты четвертой стадии 300-200°С. Значительнаявертикальная протяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления от верхнегоуровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-600 МПа.

Некоторые примеры температур выделения минералов по анализу расплавных включений приведены втаблице №3.

Таблица №3
Породы	Регионы	Минералы				Источник
		Olv	Cpx	Pl	Ap
К-щелочныепороды	Африка	-	1200-1240	1100	-	НаумовВ.П.,1979
Olv- базальт	Африка	1100	-	-	-	НаумовВ.П., 1979
Olv-базальт	o. Св. Елены	1260-1240	1260-1240	1230-1220	-	БарсуковВ.Л.,др.1981
Базальтщелочной	o. Гран-Канария	1260-1240	1260-1240	-	1220-1190	БарсуковВ.Л.,др.1981
Базальтщелочной	о. Св. Елены	1240-1220	1240-1220	1210-1190	1200-1180	БарсуковВ.Л.,др.1981
Трахибазальт	о. Гран-Канария	1270-1250	1260-1230	1220-1200	-	БарсуковВ.Л.,др.1981
Лампроит	Алдан	1240-1180	-	-	1150-1030	ПанинаЛ.И.др. 1997
Лампроит	Алдан	>1300	1240-1200	-	-	ПанинаЛ.И.др. 1997
Примечание: минералы- Olv- оливин;Cpx- клинопироксен;Pl- плагиоклаз; Ap- апатит.

Имеются также изотопные анализы кислорода в плагиоклазе, оливине и пироксене. Имея материалы порасплавным включениям, эти изотопные данные использованы для решения задачи о механизме выделенияминералов.

Примеры данных по температурам образования кальцитов карбонатитов приведены в таблице №4.

Таблица №4
Массив	Количествопроб	Регионы	Среднее		T°Cпринятая	Изотопныекомпоненты	T°Cизотопная
			δ13C	δ18O
Калианга	36	Уганда	0.79	12.95	-	CH4 - CO2	570
North Ruri	7	Кения	4,74	19,10	>500	CH4 - CO2	780
Replasement	6	США	4,57	7,10	-	CH4 - CO2	750
Alno	19	Швеция	6,42	8,58	400?	CO2 - CO2	700
Fen	8	Норвегия	5,63	7,71	600-700	CO2 - CO2	700
Чернигов.зона	33	Украина	6,05	10,01	600-650	CH4 - CO2	620
Ковдор	35	Кольск.п.	3,74	8,82	420-720	CH4 - CO2	720
Примечание:ToC принятая - температура, полученная по другим данным и принятая в качествеофициальной; ToC изотопная - температура, полученная с помощью изотопных геотермометров (покальциту) с использование компонентов, указанных в графе "Изотопные компоненты". В графе "Изотопныекомпоненты" первым стоит соединение, изотопно равновесное кальциту по углероду, вторым - по кислороду

В целом, анализ механизмов образования кальцитов в широком интервале Т выявляет температурнуюзональность выделения газовой фазы: вода сменяется ушлекислым газом, а последний - метаном (таблица№5).

Таблица №5
№№п.п.	Фация по В.С. Самойлову	Интервалтемпературвыделения, ΔТ°C	Составгазовойфазы	Стадия
1	хлорит-серицит-анкеритовя	200 - 350	*CO2 -H2O	Гидротермально -метасоматическая
2	амфибол-доломит-кальцитовая
3	альбит- кальцитовая	400 - 550	*CO2 -CO2	Магматическая
4	калишпат-кальцитовая	500 - 700	CO2 -*CH4
Примечание: звёздочкой (*) помечен элемент, обменивающийся по углероду;соответственно в парном ему соединении обмен происходит по кислороду.

 

Основные и ультраосновные породы

Гранаты, весьма широко распространённый минерал в этих породах. Вывлено, что практически всеминералы геохимически (использованы Ca, Mg, Fe+2, Mn) равновесны пироксенам. Связь граната спироксеном генетическая: они образуются при разложения некоего протовещества. Оценка его составаопирается на данные количественных измерений соотношений Pyr/CPX в реальных объектах, чаще всегоPyr/CPX ≈1.0. Тогда

Mg3Al2Si3O12 + CaMgSi2O6 = CaMg4Al2Si5O18

- это кордиерит.

Пироксены по изотопным данным равновесны СО2, причём выявляется влияние диффузии газа наформирование изотопного состава кислорода в пироксене. Таким образом, поставщиком 18О в минералы,вероятно, является CO2, согласуясь с хорошей растворимостью СО2 в ультраосновных расплавах высокихдавлений за счёт образования гипотетического соединения Si(CO3)4-4. Вероятный эффект описываетсяуравнением

2Mg+2 + Si(CO3)4-4 = Mg2SiO4+ 4CO2.

Именно это обстоятельство объясняет присутствие углекислоты в высокотемпературных расплавныхвключениях. При переносе кремния вероятно CO2 играет роль транспорта. В этом случае роль СО2аналогична роли воды в кислых расплавах.

При анализе влияния СО2 на плавление силикатов рассматривались реакции карбонатизации пироксенов(энстатит Ens) и оливинов под давлением:

(1) Ol + Dio + СО2 → Ens + Dol;

(2) Ol + Dol + СО2 → Ens + Mgt (магнезит);

(3) Opx + Dol + СО2 → Mt + Qw.

Полученные результаты показывают сомнительность этих уравнений. Во-первых, реально СО2 присутствуеттолько в правой части уравнений. Во- вторых, ортопироксены (Ens) изотопно равновесны только СО2, амагнетиты – только рутилу, в то время как кварц всегда находится в равновесии с водой. По изотопнымданным магнетит с кварцем (Qw) в равновесии никогда не находится. Эти данные можно понять, еслирассматривать, например, уравнение (1) в виде Ens + Dol → Ol + Dio + СО2. Однако это ведёт к гипотезе, чтоультраосновные породы –продукт переработки энстатит - доломитовых пород (т.е. каких-то мраморов илискарнов?).

По геохимическим данным для части пироксенов устанавливается равновесие с гранатом, т.е. уравнениевыделения минерала должно имеет вид (скобка {...} -отражает геохимическое равновесие междукомпонентами в скобках):

… = … {Gr + [Px} + CO2] + …

Экспериментальные данные для этой системы не установлены.

Возможное образование Шпинелидов (герциниты, шпинели, хромшпинелиды и хромиты) соответствует Т=1200оС и Р ≈ 25-30 кбар для реакций обмена:

FeCr2O4 + Mg = MgCr2O4 + Fe.

0.5MgAl2O4 + Cr = 0.5MgCr2O4 + Al.

Присутствие элементов в свободном состоянии не совсем понятно. По экспериментам (Т.Н. Мороз и др.1999г.) при ударном воздействии на Bi и флогопит образуются Fe и шпинелиды.

 

 

13 билет .-

14 билет.-

9. 15 билет.понятие о карбонатитах и представления об их генезисе

Карбонатитами называют эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования. Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты . Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива. Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10 м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1—2 км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99 %. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими — бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит). В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая.

Карбонатитами называют эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования. Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты . Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива. Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10 м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1—2 км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99 %. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими — бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит). В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая.