И условияобразования пирогенныхпород комплекса наби муса,западный берег р.иордан
На правах рукописи
ЗАТЕЕВА СветланаНиколаевна
МИНЕРАЛОГИЯ И УСЛОВИЯОБРАЗОВАНИЯ ПИРОГЕННЫХПОРОД
КОМПЛЕКСА НАБИ МУСА,ЗАПАДНЫЙ БЕРЕГ р.ИОРДАН
25.00.05 - минералогия,кристаллография
Автореферат диссертациина соискание ученой степени кандидата геолого-минералогическихнаук
Новосибирск 2009
Работа выполнена вУчреждении Российской академии наукИнститутегеологии и минералогии им. В.С. Соболева СОРАН и Новосибирском государственномуниверситете.
Научныйруководитель: докторгеолого-минералогических
наук Сокол ЭллинаВладимировна
Официальные оппоненты:доктор геолого-минералогических
наук КривовичевВладимир Герасимович
кандидатгеолого-минералогических наук Смирнов СергейЗахарович
Ведущаяорганизация: Институтминералогии Уральского
отделения РАН, г.Миасс.
Защита состоится «19» мая 2009 г. в 10 часов на заседаниидиссертационного совета Д 003.067.02 приИнституте геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН вконференц-зале.
Адрес: 630090,Новосибирск-90, пр-т ак. Коптюга, 3.
С диссертацией можноознакомиться в библиотеке Института
Автореферат разослан«23» марта 2009г.
Ученый секретарь
диссертационногосовета
д.г.-м.н. О.Л. Гаськова
Актуальностьисследований. Пирогенныйметаморфизм достаточно широко распространен вприроде и представляет собойспецифический вариантвысокотемпературного (Т > 1000оС) инизкобарического (P < 25 бар) преобразованияосадочного протолита. Его тепловымисточникомвыступает энергия экзотермических реакцийгорения каусто-биолитов.РТ-поле образования пирогенных пород,частично перекры-ваясь всвоей низкотемпературной области (Т =700-1000оС) с РТ-полем спуррит-мервинитовойфации, простирается вплоть до Т = 1500оС. Этоявляется необходимым идостаточным условием для выделенияРТ-области формированияпирогенных пород в самостоятельнуювысокотемпературную субфациюспуррит-мервинитовой фацииметаморфизма.На сегодня это последнее "белое пятно" насхеме фаций в области низких-умеренных давлений. Главнаяцель диссертационной работы -на примере пирогенных пород фомацииХатрурим (Израиль, Иордания) осуществитькомплексное исследование процессавысокотемпературного преобразованиясиликато-карбонатного осадочногопротолита. Для ее достижениябыли последовательно решены следующиезадачи.
- Выполненоисследованиетрадиционныхминералов-индикатороввысоких и сверхвысоких температур(ранкинит, ларнит,
геленит,браунмиллерит), а также минералов, данные окоторых прежде
былинеполны, отрывочны или вообщеотсутствовали (флюорэллеста-
дит, бредигит, параволластонит,псевдоволластонит, нагельшмидтит,
йелимит, CaFe4O7 (триг.),минералы рядаперовскит-браунмиллерит).
Обосновано использование новыхтемпературных реперов для реконст
рукции параметровметаморфизма. - Определенфациальный характер термических ореолов;выполненаоценка РТ-параметров метаморфизма иреконструирован тепловой
источник пирогенных преобразованийпород формации Хатрурим. - Реконструированыусловияконсервацииминералов-
индикаторовспуррит-мервинит-ларнитовой субфации(ранкинита, на-
гельшмидтита, полиморфныхмодификаций Ca3Si3O9, Ca2SiO4,алюми
натов и ферритовкальция) на постметаморфическомэтапе. - Обоснованоприменения высокотемпературныхпирогенных
пород вкачестве индикаторов древних провинцийгрязевого вулканиз
ма и связанных с ними резервуаровуглеводородов.
Фактический материал.Объекты исследования -породы древних грязевулканических построекформации Хатрурим (или «Mottled Zone» (MZ) -«Пестрой Зоны»), расположенные вобрамлении Мертво-морскоготрансформного разлома. Изученнаяколлекция включала 103
1
обр. метаморфических,осадочных пород и гидротермалитов,собранных входе полевых работ 2005 г. (БассейнХатрурим, коллекция лаб.440) и 2007 г. (комплексы Наби Муса и Свага,сборы автора). Научнаяновизна.
- Систематическиохарактеризованы следующие редкиемине
ральные виды: майенит;псевдоволластонит и йелимит (третьянаходка
в мире);нагельшмидтит (вторая находка); бредигит(первая находка в
пирогенных породах);флюорэллестадит (первая находка вприроде). - Обнаружен новый минеральный вид:Ca5Ti(Fe,Al)4O13(ромб.).
- На примере породMZ впервые дана оценкаминералогической
продуктивности метакарбонатныхпирогенных пород и выполнен ана
лизкристаллохимической специфики слагающихих минералов. - Впервые для комплексовформации Хатрурим доказано плав
лениевысококальциевого протолита и обоснованытемпературы терми
ческих преобразований, достигающие1500°С. В комплексах Свага и
Наби Муса обнаружены паралавы, всоставе которых впервые диагно
стированыранкинит, параволластонит,флюорэллестадит, куспидин, а
также минералы ряда Fe-перовскит -браунмиллерит. - На базе геологическихи петрологических данных доказано,что
главным тепловымисточником метаморфическихпреобразований ком
плексов MZ были горящие струиуглеводородных газов.
Практическаязначимость. Сформулированыкритерии идентификации древних провинцийгрязевого вулканизма, служащихиндикаторамизалежей углеводородов (Сокол и др.,2008).
Защищаемыеположения.
- Пирогенныеассоциации высококальциевых породформации
Хатруримхарактеризуются высокой минералогическойпродуктивно
стью (K = 3.2, где К=48минералов/15элементов).Диагностированы следующие
общепризнанныеминералы-индикаторыметаморфизмаспуррит-
мервинит фации:спуррит, ларнит, псевдоволластонит,параволласто
нит, ранкинит, майенит,браунмиллерит. Редкие минералы -бредигит,
йелимит,нагельшмидтит, флюоэллестадит,полукальциевый феррит
CaFe4O7,фаза Ca3Ti(Fe,Al)2O8(ромб.), а также новыйминеральный вид
Ca5Ti(Fe,Al)4O13 (ромб.) могут использоваться вкачестве минералов-
индикаторовметаморфизмасверхвысокихтемператур (Т = 1000-
1500°С) и низких давлений. - Широкораспространенныеспуррит-браунмиллеритовые мра
мора возникли врезультате площадного горенияинфильтрирующих
потоковгорючих газов (Т=700-1000°С). Аномально высокиетемпера-
2
2
туры образованияларнитовых пород (Т =1000-1300°С) и паралав(Т =1200-1500°С), а такжелокальность их очагов позволяютутверждать,что они возникли в результате факельногогорения газовых струй.
3. Постройка Наби Муса -типичный комплекс формации Хатру-рим - является древним грязевымвулканом. Это доказывается наличием двух эруптивныхаппаратов; соотношением междубрекчированны-ми осадками и пирогеннымипородами и геохимической спецификойсопутствующих гидротермалитов (B, V, Zn, Mo, U, Th,Cr, Ba, Sr).
Публикации и апробацияработы. Основные положенияработы докладывались наконференциях «Минералогия техногенеза-2005;2006» (Миасс, Кунгур, 2005; 2006), насимпозиуме «The 6-th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology» (Амман,2007); на международной конференции«Кристаллогенезис и минералогия» и«Федоровской сессии» (Санкт-Петербург, 2007;2008); на III европейском семинаре «Petrologyof the lithosphere in extensional settings» (Будапешт, 2008) и на IV Сибирскойконференции молодых ученых по наукам о Земле(Новосибирск, 2008). По теме диссертацииопубликованы 2 статьи врецензируемых журналах и тезисы 5докладов.
Структура работы.Диссертация состоит извведения, пяти глав, заключения и приложения. Содержит...страниц текста, 20 таблиц, 81 иллюстрацию, список литературывключает 179 наименований.
Благодарности. Автор благодарен своему научномуруководителюд.г.-м.н. Э.В. Сокол. За конструктивнуюкритику, рекомендации и дружескую поддержку авторпризнателен академику РАН В.В. Ревердатто, д.г.-м.н. И.С.Новикову, В.Н. Шарапову, к.г.-м.н Н.А. Кулик, В.В. Шарыгину, А.В.Корсакову, Е.Н. Нигматулиной, д.ф.-м.н. В.Ф. Павлову («Наука» КНЦ СО РАН,Красноярск), а так же К.А.Коху, О.А. Козьменко, С.А. Новиковой и И.С.Шарыгину. За помощь в организации полевых работавтор сердечно благодарит др. Е. Вапника (Университет им.Бен-Гуриона, Израиль), академика НАН Украины Е.Ф. Шнюкова, др. Б. Мохда(Университет г. Амман) и И.Н.Гусакова (г.Темрюк). Работа выполнена приподдержке РФФИ (гранты № 05-05-65036; 08-05-90405),Сибирской метаморфической школы (258.2008.5) и СО РАН (проект№105).
Глава 1. Геологическийочерк центральной части Леванта
Рассматриваемаятерритория расположена в северной частиАфриканскойплиты, - вблизи ее коллизионной границы сЕвразийской
3
3
плитой. Докембрийскийфундамент перекрыт здесь осадочным чехлом,пермо-триасовый и юрскийструктурные этажи которого не имеютсплошного распространения.Мел-палеогеновые осадки, напротив,залегают ввиде почти непрерывного покрова,собранного в крупные складкии сдвинутого по левостороннему сдвигуМертвоморского (Иорданского)трансформного разлома. В обрамлении этогоразлома расположены 15комплексов формации Хатрурим. Каждый изних включает от 1 до 5геологических тел. Наиболее крупными (~100 км) являются комплексы Бассейна Хатрурим(Израиль) и Даба-Свага (Иордания), площадиостальных - 1-10 км2. В разрезах MZ брекчированныетерригенно-карбонатные осадки ипирометаморфические породы сочетаются снизкотемпературными гидротермалитами.Большинство комплексов MZ, расположенных кзападу от Мертвого Моря, приурочено квосточному крылу крупной складкиюго-западного простирания, осевая зонакоторой выражена в рельефе Иудейскими иСамарийскими горами. Онисосредоточены в пределах осложняющих ихсинклиналей. Комплексы MZ, расположенные наТрансиорданском плато, приурочены ксистеме сателитных грабенов системыКрасноморского рифта.
Формированиекомплексов MZ происходило в постмеловоевремя, посленачала процессов деформации и размываверхнемеловых толщ региона.Они венчают осадочный меловой разрезтерритории, несогласно залегают на кампанскихосадках (формация Мишаш) и поэтому не могут бытьметаморфизованными аналогамимаастрихтских ме-ловформации Гареб. На западном берегуМертвого Моря нигде не наблюдаетсяперекрытия пород MZ осадками, и ихверхняя возрастная границаостается неопределенной. Иорданскиекомплексы MZчастично перекрыты четвертичными породами:Хусаим Матрук - полями плейстоценовыхтравертинов, а Макарин - базальтовымпокровом.
Глава 2. Геологическоеявление «Mottled Zone»: эволюция представлений
Название «MottledZone» - «Пестрая зона» комплексамХатрурим дал L.Picard (1931). Оноточно отражает как разнообразие самихпород (которых насчитывается около 40 (Gross,1977)), так и мозаичность их сочетаний на отдельных площадях.Нетривиальный объект, не имеющий очевидныханалогов в других районах мира, вызывалпостоянный интерес исследователей. За 160лет его изучения в качестве главныхпроцессов, создавших комплексы формацииХатрурим, были последовательно названы:контактовый метаморфизм (Tristram,1865), вулка-
4
4
низм (Hull,1886), гидротермальноепреобразование (Blanckenhorn, 1912), диагенез осадков (Picard,1931; Avnimelech, 1964); горение рассеянногоорганического вещества маастрихтскихмергелей и мелов (Wyllie et al., 1923;Lees, 1928; Bentor, Vroman, 1960); гидротермальнаядеятельность, обусловленная внедрениемперегретых флюидов (Gilat, 1998). Каждая из нихпреимущественно была акцентирована наодном явлении, что непозволяло непротиворечиво объяснить всеструктурно-вещественныеособенности комплексов MZ. Вместе с тем, геологические наблюдения иаргументы каждого из авторов обладаютнесомненнойценностью, и должны быть учтены вгенетических построениях.
С 1963 г. в качествеосновной фигурирует гипотеза (Bentor et al., 1963),трактующая комплексы MZ как продуктыплощадного горения битуминозных меловформации Гареб, содержащих 5-20 мас.% Сорг (Gross, 1977; Matthews, Gross,1980; Burg etal., 1991; 1999). Согласно ей, пожар в сплошной средесубгоризонтально залегающих осадковпостепеннораспространился на глубину 80-120 м.Привлечение данной концепции позволяетобъяснить появление на этой амагматичнойтерриториитолько одной группы пород -пирометаморфических. Вместе с тем в рамках концепции insitu горения твердогорассеянного топлива не находят объяснениятакие важные геологические факты, как 1)разнообразиепород MZ; 2) значительное превышениемощности MZ над мощностью мелов формацииГареб; 3) обилие в разрезах MZ брекчий,сложенных фрагментами пород нижележащейосадочной толщи; 4) интенсивная гидротермальнаяпереработка разреза MZ; 5) наличиекла-стических даек, содержащих 20-70 об.%окатанного кварцевого песка.
Новый этап изучениякомплексов MZинициировал др. Е. Вапник, указавший на ихрадикальное отличие от пирогенныхкомплексов,возникших в результате горения твердоготоплива (Vapnik et al.,2007). Сегодня комплексы MZ рассматриваютсякак древние грязевые вулканы, а основным факторомпирогенных преобразований осадков признано горениеуглеводородных газов (Сокол и др., 2007;2008).
Глава 3. Аналитическиеметоды
Изучение коллекциипород формации Хатрурим выполнено ваналитических лабораториях ИГМ СО РАН иУниверситета им. Бен-Гуриона(г. Беэр-Шева, Израиль). Для решенияминералого-петрологическихзадач были использованырентгенфлуоресцентный силикатный анализгорных пород, методы ICP-AES и ICP-MS (60определений),петрографический (150 шлифов),рентгенофазовый (120 обр.),
5
5
термический (25 опр.) имикрозондовый (500 опр.) методы анализа, атакже сканирующая электронная микроскопия(200 снимков). Для реконструкции температурного режимакристаллизации пирогенных расплавов былиисследованы расплавные включения (более30 термических эксп.) ипроведены эксперименты по плавлениюпара-лав (СКТБ «Наука», г.Красноярск).
Глава 4. Характеристикакомплекса Наби Муса
Комплекс Наби Мусарасположен на территории Палестинскойавтономии и вскрытавтострадой Иерусалим - Иерихон. Поле породMZ пород вытянуто с северо-запада наюго-восток на 1900 м при ширине -350 м. В рельефеему соответствуют пологие холмы высотой до40 м. Холм Наби Муса имеет две плоскиевершины и целиком сложен разнообразными породамиформации Хатрурим (рис. 1). Восточныйлатеральныйконтакт пород постройки с битуминознымимелами резкий, извилистый; наблюдаетсяпроникновение битуминозного вещества потрещинам в вышележащие породы MZ. Большаячасть постройки Наби Муса сложенанестратифицированными мелоподобнымипородами высокой прочности. Помимо кальцитаони содержат арагонит, ватерит, гипс, эттрингит, апатит, тоберморитыи гидросиликаты Са (табл. 1). Постройка рассеченамногочисленными трещинами игидротермальными жилами. Многие из трещинзаканчивается зонами брекчирования.Целиком вскрыты дваподводящих (по-видимому, разновозрастных)канала: восточный -интенсивно преобразованный позднейшимигидротермальными изменениями и западный- высокой сохранности. Его венчает расширяющаяся кверхуворонка, заполненная брекчией из нижележащих осадков(кампанских кремней, туронских доломитов,известнякови мергелей). В составе брекчий былобнаружен уникальный фрагмент красноцветногокварцевого песчаника нубийского типа (апт).Очаги пирогенных породобнаружены на всех уровнях постройки. Восновании преобладают гидротермальнопреобразованные реликтыспуррит-браунмиллеритовых мраморов и,реже, ларнитовых пород. Ветвящиесябескорневые жилы гидротермальноизмененных паралав (длиной до 4 м, мощностью3-25 см) обнаружены в обоих кратерах.
Все типы породпостройки достоверно отличаются отмонотонныхмелов формации Гареб (табл. 2). В сравнении сними битуминозные породы обогащены Ca и обедненыSiO2, Al2O3, TiO2, Fe2O3,MgO и K2O. Мелоподобныепороды крайне неоднородны и в локальныхучасткахобогащены Al2O3,MgO, Na2O, Cl иSO3.
6
6
Рис. 1. Схематичноеизображение строения холма НабиМуса
1- светлыебрекчированные и уплотненные мелоподобныепороды; 2- мелоподобные породы со следами битуминозной пропитки; 3-битуминозные темно-серые мелоподобныепороды; 4- брек-чированые осадочныепороды,пирометаморфически игидротермально преобразованные; 5-спеченныебрекчии: не измененные фокусы (a); реликты (b);6- воронкообразное тело, заполненное сцементированными и рыхлымибрекчированым материалом нижележащихосадков; 7- охристые рыхлые отложения, состоящие изобломков кремней вкальцит-гипс-смектитовом матрик-се; 8- паралавы: (a) жилы, (b)гидротермально преобразованные реликты; 9-гидротермальные жилы; 10- места отбораобразцов; 11- места фотодокументации
Паралавы имеютуникальный состав: суммарное содержание вних CaO = 40-51 мас.% и SiO2= 35-47 мас.% при резкомобеднении прочими петрогенными компонентами(кроме P2O5) всравнении с ранее изученными паралавами(рис. 2). Их ближайшими аналогами являютсяпаралавы, обнаруженные нагрязевых вулканах нефтяных полейКурдистана(Basi, Jassim, 1974) и Ирана (McLintock, 1932).
Главными особенностямиспектров распределения РЗЭ, нормированных на PAAS, всехизученных пород постройки Наби Мусаявляется ихобогащение тяжелыми РЗЭ в сравнении слегкими РЗЭ, наличие положительной Y иотрицательной Ce аномалий и заметноеобогащение Th,U, Sr, P. Всеспектры (за исключением паралав) имеютZr, Hf иTi отрицательные аномалии (рис.3).
Минералогия ихимический состав минералов паралав
Объектами детальногоизучения стали три наиболее свежихобразцапаралав (табл. 1; 3), в одном из которыхсохранился ненарушенный контакт свмещающим роговиком. Все паралавы являютсяполнокристаллическими, их структураварьирует от крупно- до мелкозернистой. С поверхностижилы преобразованы в волокнистый агрегатто-берморитов (10.6 А и 11.3 А),эттрингита и афвиллита. Поры заполненыоблачным кальцитом игидросиликатами кальция
В паралавах обнаруженытри низкобарические модификации Ca3Si3O9: псевдоволластонит (a-Ca3Si309, трикл.), параволластонит ((3-Ca3Si3O9,мон.) и волластонит ((3-Ca3Si309, трикл.). Все они отвечают стехиометрии Ca3Si3O9. Диагностическими признакамиa-Ca3Si309являются пластинчатый габитусиндивидов и фиолетовое свечение под пучком микрозонда; дляволластонита - это ксеноморфные удлиненныеиндивиды со слабым голубым свечением; дляпараволластонита - яркие цветаинтерференции, отсутствие двойников,пластинчатый габитус индивидов и тринаправления спайности параллельно (100), (102)и (001). Рентгеновскиехарактеристики минералов соответствуютэталонам PDF:волластонит (карта 420550),параволластонит (100489) и а-Ca3Si3O9(310300). Инверсия a-Ca3Si309 ->(3-Ca3Si309не зафиксирована. Все модификации Ca3Si3O9устойчивы к гидротермальнымизменениям.
Мелилит обнаружен во всех паралавахкомплекса Наби Муса, а такжев роговике. Он образует крупныеидиоморфные кристаллы, включения в ранкините, реже -заполняет интерстиции. Цвет минералаварьирует отсоломенно-желтого (обогащен Ca2Al2SiO7) дотемного медово-желтого (обогащен Ca2Fe3+2SiO7). Составы мелилитов отвечают
8
| Рис. 2. Химические составыпород формации Хатрурим (2-6) в сравнении сбитуминозными мелами формации Гареб (1) вкоординатах CaO–SiO2–Al2O3. 2 – паралавыкомплекса Наби Муса; 3 –анортит-клинопироксеновые паралавы; 4–анортит-клинопироксеновые роговики (3, 4– бассейнХатрурим) (Vapnik et al., 2007); 5 – паралавы бассейнаХатрурим, антиклиналь Гурим (Сокол и др.,2008); 6 –мелилитовый роговик (Комплекс НабиМуса). |  |
| Рис. 4. Основныекристаллохимические типы минераловпирогенных пород комплексов MZ (всего 48 минералов): 1 - силикаты бездополнительных анионов, 2 - алюминаты +алюмо-ферриты, 3 - фторсиликаты, 4 -самородные вещества + фосфиды, 5 - фосфаты, 6 -карбонато-силикаты, 7 - сульфиды, 8 -фосфатосиликаты, 9 - сложные соединения, 10 -оксиды | .  |
| Рис. 6.Проекции составов и кристаллизационныетренды паралав в координатах CaO–SiO2–Al2O3.Фазовая диаграмма системы CaO–SiO2–Al2O3. по(Osborn, Muan, 1960). |  |
9
9
твердым растворамсерии геленит-ферригеленит (в мол.%): (Ca2Al2SiO7- 9.79-68.54; Ca2Fe3+2SiO7 - 3.70-46.73) с примесью миналов Ca2(MgSi2O7) (2.48-29.40 и Ca2(Fe2+Si2O7)0.68-8.23. Отношение Mg/(Mg+Fe) варьирует от 0.17 до 0.63. Кристаллызональны,- их каймы обогащены Na2O(до 3.16 мас.%) и Ca2(MgSi2O7). Количество и состав мелилита определяет валовый составпороды, - чем больше концентрация FeO иниже отношение (Ca+Na+K)/Al впороде, тем выше в ней содержание мелилита,обогащенного геленитовым (Ca2Al2SiO7) миналом.
Ранкинит впервые обнаружен в плавленыхпородах. Является одной изранних породообразующих фаз; в различнойстепени замещен тоберморитами. Содержит крупныевключения нагельшмидтита и стекла, бесцветен,спайность отсутствует. Состав ранкинитасоответствует Ca3[Si2O7],количество примесей FeO иMgO минимально.
Ларнит - породообразующий минерал впаралаве и вмещающем ее роговике. Образуетромбовидные кристаллы (до 600 дт) иамебовидныевключения (20-100 дт) в мелилите. Минералбесцветный или голубоватый,полисинтетически сдвойникован. Ларнитсодержит 0.4-2.3 мас.% P2O5, присутствиекоторого стабилизирует (3-Ca2[Si04], предотвращая его переход в y-Ca2[Si04](Bredig, 1943; Белянкин и др., 1952). a'-Ca2[Si04] иу-Са2[8Ю4]-модификации необнаружены.
Нагельшмидтит образует трубчатые включения вшорломите (обр. 21) и крупныеовальные включения в ранкините (обр. 12D). Вовключениях сохранилсясвежий минерал - серого цвета, мутный, сшагреневойповерхностью и штриховкойполисинтетического двойникова-ния.Содержания главных компонентов (мас.%): CaO(59.68-60.72), SiO2(27.93 - 28.86), P2O5 (6.75-7.93); регулярноприсутствуют K2O (1.01-1.53 мас.%) и Na2O (1.33-2.16 мас.%). Согласно (Rivenetet al., 2000),в нагельшмидтите изоморфноезамещение Na+ +P+5 —> Ca2+ +Si4+ реализуется при Т>1200°С.В этих условиях становится устойчивтвердый раствор a-NaCaPO4 - a-Ca2[Si04].Оба минала имеют глазеритовый NaK3(SO4)2 типструктуры, что и объясняет присутствиепримесей Na2O,K2O иSO3 (0.11-0.28 мас.%) визученном нагельшмидтите.
Куспидин заполняет интерстиции паралав,бесцветнен не имеет спайности и следов вторичногозамещения. Химический состав куспи-дина соответствует Ca4[Si2O7]F2.Концентрация F -8.47-10.60 мас.%.
Фторапатит ифлюорэллестадит - акцессорные минералы паралав и роговика. Оптическиехарактеристики минералов близки. Они образуют бесцветные илисероватые длиннопризматические кристаллы. Фторапатитхарактеризуется малыми вариациями CaO(56.0-
10
58.6 мас. %) изначительными P2O5(27.6-35.8), SO3 (1.9-5.9), SiO2 (2.8-6.4) и F (3.0-3.8). Составы флюорэллестадитовболее разнообразны: SiO2 (9.17-11.00 мас. %), SO3 (8.78-11.60 мас. %), P2O5(17.49-22.79 мас. %). Главнаяизоморфная схема: 2(P04)3~->(S04)2~+(Si04)4~.
Шорломит (Ti-андрадит)обнаружен как в роговике, таки в па-ралавах, где образуетразнообразные закалочные структуры винтерсти-циях. Минерал неизменен, полупрозрачен, цвет варьирует отмедово-докрасновато-коричневого. Составышорломитов из паралав изменяется в пределах (мас.%):CaO (32.73-33.56), SiO2 (29.14-31.88), Fe2O3(26.66-27.97), TiO2 (5.32-10.76); количество(в мас.%) V2O5достигает 0.26, ZrO2- 0.48; Cr2О3 - 0.77.Ti и Cr связаны значимой положительнойкорреляцией (R=0.915; n=5). Всеизученные шорломиты обладают дефицитом кремния, чтотипично для Tiгранатов, кристаллизующихсяиз расплавов (Cosca et al., 1989;Muntener, Hermann, 1994).
Рудные минералы.Fe-перовскит,полукальциевый феррит (CaFe4O7), Ca3Ti(Fe,Al,Si)2O8 (фазаX) и Ca4Ti2(Fe,Al,Si)2O11 (фаза Y) и гематит развиваются по дендритнымкаймам мелилита, замещая его полностью иличастично. Все минералы просвечиваютглубоким красным цветом. Fe-перовскит, содержит (в мас.%): Fe2O3(13.56-14.28); SiO2(1.98-2.07); и Al2O3 (0.46-0.60). Реальныйсостав CaFe4O7 отвечает формулеCa0.901Mg0.226Ti0.038Fe2.996Al0.363Si0.469O7. Фазы X(Ca3.02-3.08Ti1.17-
1.25(Fe0.99-1.26Al0.07Si0.63)O8.38-8.39) и Y (Ca4.06-4.09Ti2.00-2.12(Fe1.12-1.15Al0.04Si0.66-
обэ)Оц эо-п зб) -промежуточные соединениямипсевдобинарного перов-скит-браунмиллеритового твердого раствора,дополнительно содержат SiO2(10.62 и 7.69 мас.%,соответственно). В гематите обнаруженыAl2O3 (1.14мас.%) и Cr2O3 (2.88мас.%).
Первичные включения силикатного расплава (10-170 цт) иниз-коплотные флюидные включения (10-100 цт)обнаружены в мелилите, псевдоволластоните,параволластоните, ранкините и апатите.Расплав-ные включения в ранкините начинаютплавиться при Т=1100-1250°, но даже при Т=1350°C недостигают гомогенизации. После закалкивключенийобразуется буроватое либо зеленоватоевысококальциевое стекло ультраосновного состава (табл.3).
Бредигит и йелимит впродуктах твердофазовых пирогенныхпреобразований
Объектом детальногоанализа стал образец брекчии (2А), состоящей изгидротермально измененных обломковразличных пород в гипс-арагонитовомцементе (табл. 1). Один из этих фрагментовпредставляетсобой относительно свежую пирогеннуюпороду и содержит
11
наряду с ларнитом,мелилитом и флюорэллестадитом, крупныеиндивидыредчайших минералов - йелимита ибредигита.
Йелимит занимает интерстиционноепространство между мелилитом,флюорэллестадитом и бредигитом. Его составотличается от теоретического присутствием (вмас.%): Fe2O3 (4.01-5.82), SiO2 (0.35-1.86), Na2O (до0.70) и K2O (до0.26). Его кристаллохимическая формула- СазэюАЬ 637Fe3+o3i2Sioo36Si007O16 -отражает изомофные замещения какв катионной (Ca -> Na, K),так и анионной (Al - Fe, Si) впозициях.
Бредигит является стехиометричнымсоединением постоянного состава - Ca6.920Mg1.010Si3.946Al0.015P0.032O16, и соответствуетидеальной формуле Ca7Mg[SiO4]4.Соединение Ca7Mg[SiO4]4(ромб.) устойчиво в температурном интервале 979-1372°C (Lin,Foster 1975; Essene, 1980), а соединениеCa4Al6O12(SO4) -при Т = 1000-1350°C (Gross, 1984).
Глава 5. Обсуждениерезультатов
Метакарбонатныепирогенные породы формации Хатруримотличаютсявысокой минералогическойпродуктивностью K = 3.2, гдеК=48минералов/15элементов и могутбыть названы «царством кальциевыхминералов», -их здесь обнаружено 29 видов. Кремний входитв состав 20 фаз, Fe - 18, Al - 14, Mg - 12, P - 6, S и Ti - 5, F -3, K - 2. Для них характерно обилие сложныхангидритных солей, - стабильных привысокихтемпературах (рис. 4). К их числу, вчастности, относятся флюорэл-лестадит (Ca10(SiO4)3-x(SO4)3-x(PO4)2xF2) ийелимит Ca4Al6O12(SO4). Среди двойных солей наибольшимраспространением пользуется спуррит(Ca4[SiO4]2-Ca(CO3)), меньшим - шорломит (Ca3(Fe,Al)2[SiO4][TiO4]2) икуспидин (Ca4[Si2O7]F2). Среди оксидов наряду с гематитом,шпинелью, периклазом,перовскитом и известью, широко развитыалюминаты (майенит Ca12Al14O33 идиалюминат кальция CaAl4O7),алюмосилико-ферриты (Ca2-3(Fe3+,Al,Si)2O5),алюмо-ферриты(браунмиллерит (Ca2FeAlO5)), и соединения сперовскитоподобной структурой (Ca3Ti(Fe,Al)2O8и Ca5TiFe2Al2O13).Три последние фазыобнаружены в природе впервые(Шарыгин и др., 2008; Затеева, 2008).
P-T параметры образования пирогенныхпород комплекса Наби Муса. Вобщем случае в пирогенных породахпостройки Наби Мусасовмещены минеральные ассоциации,состоящие из реликтов высокотемпературныхангидритных минералов и ретроградныхгидросиликатов, карбонатов и водныхсульфатов кальция. Здесь преобладаюттакие индекс-минералыметаморфизма спуррит-мервинитовой фациикак ларнит, спуррит,алюминаты и ферриты Ca. Отсутствиетиллеита
12
свидетельствует облизповерхностном характере термическихпреобразований (P « 1 кбар). Приуроченностьпирогенных пород постройки Наби Муса к зонам разуплотнения ивыноса вещества (жерловая фация)подтверждает вывод о субаэральныхусловиях метаморфизма. Регулярное присутствие впирогенных породах кальцита и спурритауказывает на преобладаниеCO2 во флюиде(Ревердатто, 1970; Grapes, 2006).
Средипирометаморфических пород комплекса НабиМуса доминируют продукты твердофазовыхпреобразований высококальциевого протолита. Наиболеераспространены спурритовые мрамора.Присутствие в них браунмиллерита, майенита,геленита и ларнита позволяет оценить температуру их образования850-1000оС. В менее распространенных ларнитовыхпородах зафиксированы алюминато-ферриты Caи Ti, бредигит и йелимит, что позволяетоценить температуры их образования 1000-1300оС (рис.5). Таким образом, твердофазовыепреобразования осуществлялись при 850-1300оС и,вероятнее всего, были обусловлены площаднымгорением инфильтрирующих потоковметана.
Рис. 5. Реконструкциятермического режима пирогенногопреобразования пород комплекса Наби Муса.
13
Находкивысокотемпературных плавленых пород -паралав -вступают впротиворечие с канонической гипотезойобразования комплексов MZ, отрицавшей возможностьплавления высококальциевого протолита,поскольку этот процесс требует аномальновысоких температур (Matthews & Gross, 1980; Burg et al., 1991; 1999).Ранний этап кристаллизациипаралав состава ранкинит-Ca3Si3O9-геленит (±ларнит) может бытькорректно реконструирован на базедиаграммы системы CaO-SiO2- Al2O3(рис. 6). Температура начала кристаллизацииэтих расплавов была не ниже 1450°C.Экспериментально образцы паралав былирасплавлены при 1480°C и 1500°C(СКТБ «Наука» (г. Красноярск)). Плавление расплавных включений вминералах паралав начинается при Т=1100-1250°,и при Т=1350°C гомогенизация не достигается.На основании фазовой диаграммы CaTiO3 - Ca2Fe2O5температураформирования интерстициальных ассоциацийможет быть оценена в 1170-1200оС. Таким образом,реконструированные температурыкристаллизации CM расплавовкомплекса Наби Муса составляют 1100-1500°С.Поскольку для пирогенныхпроцессов характерны огромныетеплопотери, температура теплоносителя должна быласущественно превышать эту величину. Это возможнотолько при сжигании в кислороднойатмосфере высококалорийного топлива, ккоторому относятся газыгрязевулкани-ческихпровинций, содержащие 90-99 об.% CH4.
Реконструкция природыпротолита пород формации Хатру-рим. Геохимическиехарактеристики большинства породкомплекса Наби Муса типичныдля морских осадков с различнымсоотношением пелитового и карбонатногоматериала и примесью биогенного апатита,ответственного за аномальные содержания P,Sr и U. Индивидуальные особенности спектровраспределения РЗЭ образцов, а также Y/Ho иLa/Yb отношениясвидетельствуют о том, что протолитыбольшинства пород MZ и мелы формации Гаребне идентичны, однако могут принадлежать к единойседиментационной последовательности.Исключениесоставляют паралавы и жилы. В этом рядумелы формации Гареб представляют нормальныекарбонатные морские осадки.Геохимические характеристики битуминозных ислабо преобразованных пород постройкиНаби Муса, напротив, отвечают максимальнойстепени диа-генетическихпреобразований.
Близкий кдвухкомпонентному (CaO-SiO2)макроэлементный состав паралав, ихобеднение РЗЭ, отсутствие отрицательной Tiаномалии и значимые содержания Zr и Hfпозволяют предполагать, что протоли-том паралав явилась смесь CaCO3 и кварцевого пескас минимальным
14
содержанием пелитовойкомпоненты. Плавление этой смесиосуществлялось in situ в зонах воздействиясфокусированных метановых струй.
Роль карбонатизации вэволюции и последующей консервации древнегогрязевого вулкана Наби Муса. Конус Наби Муса, как и ряд древнихгрязевых вулканов (Kopf, 2002; Шнюков и др., 2005),сохранилсяблагодаря его тотальной карбонатизации.Для постройки характерны глубокие гидротермальныеизменений большей части фрагментов пород,слагающих брекчию, и полная карбонатизацияглинистогоматрикса. Сохранившиеся реликты слоистыхсиликатов и соотношение SiO2:Al2O3в пирогенных породахуказывают на преимущественно смектитовый состав глинистогоматериала выбросов. Вследствие карбонатизациипервичные петрохимические характеристикипротолита большинства пород MZ обычнобывают уничтожены. Они консервируются только вреликтах пирогенных пород, которые иследует использовать для реконструкциипротолита и определения уровня выносаосадков. В брекчияхгрязевого вулкана Наби Муса преобладаютфрагментытуронских известняков и доломитов, а такжемергели (коньяк-турон) и кремни (кампан).Наиболее древними являются фрагментыкрасноцветных песчаников Нубийского типа(апт), залегающие на глубине не менее 1.5км.
Грязевулканическиесистемы питаются водами из различныхисточников,расположенных на различныхстратиграфических уровнях (Kopf,2002; Шнюков и др., 2005).Контрастный микроэлеметный состав гидротермально преобразованныхпород постройки Наби Муса также указываетна поступление вод из различныхисточников. Наиболее «разбавленной» геохимией (рис. 3)отличаются кальцит-CSH жилы, возникшие, вероятнее всего, приучастии малоглубинных вод. Жилыкаль-цит-галит-бруситого состава обладаютчертами геохимического сходства с погребеннымимертвоморскими рассолами (обогащениеMg, Na, Cl, B).Присутствие гидросиликатов кальция,брусита, а также избирательное сохранениемодификаций Ca3Si3O9 в процессахгидротермального измененияпород указывает на щелочной характеррастворов (Shaw et al., 2000; Golubev etal., 2005).
Заключение
Изучение полногоразреза постройки Наби Муса впервыепозволилополучить доказательства того, что этоттипичный комплекс MZ аналогичен древнимгрязевым вулканам по следующимхарактеристикам: внутренняя и внешняяморфология постройки, наборпродуктов
15
извержения, высокаястепень переработки постройки щелочнымиводами;пестрый геохимический состав продуктовизвержений и наличие ограниченных участков,обогащенных Mg, Na,Cl, B, Zn,Cr, Ni, Ba, U. Локальность фокусоввысокотемпературных (850-1500°С) пирогенныхпреобразований осадочного протолитауказывает на то, что движущей силой извержений былиуглеводородные газы, преимущественнометан. Схематическийсценарий образования и развития постройкиНа-би Муса представляется следующим. Наначальном этапе происходило спокойноеизлияние маловязкой водонасыщеннойпульпы, сопровождавшееся эмиссией углеводородов.На следующем этапе избыточное газовое давление вгрязевулканическом очаге резко возросло,что повлеклоза собой эксплозивный выбросгетерогенного материала нижележащих осадков иформирование основной части постройки.Регулярные возгорания газов на небольшойглубине привели к образованию пиро-генныхпород, являющихся типичными продуктамиреакций прогрессивной декарбонатизации ихимического взаимодействия сдегидратированным силикатным материалом.Очаги развития наиболее высокотемпературныхпирогенных пород (ларнитовых, иелимит- ибредигит-содержащих) ипаралав приурочены к кратерам грязевоговулкана и зонам брекчирования. Геохимическиехарактеристики паралав позволяют интерпретировать их протолит каксмесь CaCO3 икварцевого песка (песчаники Нубийскоготипа, апт). Реконструированные температурыгенерации этих пирогенныхрасплавов (до 1500°С) достижимы только вгорящем метановом факеле(Четверушкин, 1999). Процессы плавленияосуществлялись in situ в трещинных зонах, куда под большимдавлениемпроисходил выброс метана и кварцевогопеска из коллекторов. Расплав остывал икристаллизовался на небольшой глубине впрогретой среде в умеренноокислительной атмосфере. На завершающемэтапе эксплозивная деятельность грязевоговулкана сменилась регулярными истеченияминерализованных вод, что привело кглубокому ретроградному преобразованию породпостройки.
По теме диссертацииопубликованы следующие работы: Затеева С.Н., Сокол Э.В., Шарыгин В.В.Специфика пиромета-
морфических минераловгруппы эллестадита // Записки ВМО. - 2007.-
Ч.CXXXVI. -№3 - С.19-35.
Zateeva S. Remarks on the nature of ultra-high-temperaturemelilitic
rocks from the combustion metamorphiccomplex of the Hatrurim basin, the
16
Mottled Zone, Israel // the 6thInternational Symposium on Eastern Mediterranean geology (Amman, Jordan, April2-5, 2007), 2007, p. 328.
Murashko M., Murashko Z., Sharygin V.,Sokol E., Zateeva S., Vap-nik Ye. The new mineralogicalfindings in the Mottled Zone, Israel //the 6th InternationalSymposium on Eastern Mediterranean geology (Amman, Jordan, April 2-5, 2007), 2007, p. 328.
Затеева С.Н., ШарыгинВ.В. Псевдоволластонит-шорломитовые паралавы - индикаторы древнихфокусов горения газовых факелов // II международная конференция«Кристаллогенезис и минералогия»:Тезисыдокладов. 1-5 октября, 2007. - СПб, 2007.C.266-268.
Сокол Э.В., Новиков И.С.,Затеева С.Н., Шарыгин В.В., Вапник Е. Пирометаморфические породыспуррит-мервинитовой фации как индикаторы зонразгрузки залежей углеводородов (напримере формации Хатрурим, Израиль) //Доклады РАН. - 2008. - Т.420. - №1. - С. 104-110.
Затеева С.Н.Кристаллохимия индекс-минераловметакарбонат-ных пирогенныхпород ларнит-мервинит-спурритовойсубфации // Международная научная конференция,Федоровская сессия: Тезисы докладов. 1-8 октября,2008. СПб., 2008, С. 182-184.
Затеева С.Н.Сверхвысокотемпературные паралавыформации Хатрурим (Израиль):минералогия и генезис // ЧетвертаяСибирская международная конференциямолодых ученых по наукам о Земле: Тезисы докладов. 1-3декабря, 2008. Новосибирск, ИГМ СО РАН, 2008,С.121-122.
Технический редакторО.М. Вараксина
Подписано к печати23.03.09. Формат 60х84/16. Бумага офсет №1.Гарнитура Таймс. Офсетная печать.
Печ. л. 0,9. Тираж 100.Заказ 30. НП Академическоеизд-во "Гео", 630090, Новосибирск, пр-т ак.Коптюга, 3
Вкладка 1 Таблица 1
Минеральныеассоциации паралав, гидротермальнопреобразованных СМ пород, преобразованныхпроцессами карбонатизации породтипа“low-grade Hatrurim” и жил постройки НабиМуса (поданным оптической микроскопии и SEM, XRPD, EPMA иTG-DTA данным)
| минерал | формула | Паралавы | Измененные СМ породы | * | Цемент | Уплотненные мелоподобныепороды | Жилы | |||||||||||||
| 12C | 12D | 13p | 21 | 1 | 2 | 2A | 29 | 12A | 13h | 22 | 10 | 226 | 4 | 8ye | 11 | 1wt | 8wt | 9gr | ||
| Ранкинит | Ca3[Si2O7] | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||
| Мелилит | Ca2(Al,Fe)[(Si,Al)2O7] | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||||||
| Параволластонит | Ca3Si3O9 (2M) | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Псевдоволластонит | –Ca3Si3O9 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||
| Волластонит | –Ca3Si3O9 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||||
| Ларнит | -Ca2[SiO4] | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||||||
| Куспидин | Ca4[Si2O7]F2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| Нагельшмидтит | (Na,K)2-xCa5+x(PO4)4-x(SiO4)x | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||
| Флюорапатит | Ca10(PO4)6F2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||
| Флюорэллестадит | Ca10[(PO4),(SO4),(SiO4)]6F2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Титанистый андрадит | Ca3Ti4+2[Si3-x(Fe3+,Al,Fe2+)x O12] | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||||
| Полукальциевыйферрит | CaFe4O7 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Перовскит | CaTiO3 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Фаза X | Ca3Ti(Fe,Al)2O8 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Фаза Y | Ca4Ti2(Fe,Al,Si)2O11 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Хромистая шпинель | (Mg,Fe)(Fe,Cr)2O4 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Спуррит | Ca4[SiO4]2·Ca(CO3) | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Бредигит | Ca7Mg[SiO4]4 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Йелимит | Ca4Al6O12(SO4) | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Браунмиллерит | Ca2(Al,Fe)2O5 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Гематит | -Fe2O3 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Эттрингит | Ca6Al2(SO4)3(OH)12·26H2O | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Тоберморит | Ca5[Si6O16](OH)2·4H2O | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||||||||
| Кальцит | CaCO3 | – | – | |||||||||||||||||
| Арагонит | Ca(CO3) | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Ватерит | Ca(CO3) | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Барит | Ba(SO4) | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Серпентин | Mg6[Si4O10](OH)8 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Гипс | Ca(SO4)·2H2O | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||||||
| Смектит | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | ||
| Кварц | SiO2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |||
| Брусит | Mg(OH)2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
| Галит | NaCl | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | |
* – битуминозныепороды комплекса Наби Муса.
,главные породообразующие (>30 об.%);,породообразующие (10-30 об.%);, второстепенные(5-10 об.%);,акцессорные (<3 об.% ); –,отсутствует.
Продолжение вкладки 1Таблица 2
Химические составыбитуминозных пород, пород "low-gradeHatrurim", жил, паралав и гидротермальноизмененных СМ пород комплекса Наби Муса имелов формации Гареб (в мас.%).
| 1 | 2 | Породы "Low-gradeHatrurim | Жилы | Измененные | CMпороды | Паралавы | ||||||||||||
| образец: | AG- 47c | 10 | 4 | 8ye | A1 | 26 | 1wt | 8wt | 9gr | 1 | 2 | 29 | 12A | 13 | 22 | 12C | 12D | 21 |
| SiO2 | 11.7 | 5.20 | 6.90 | 39.30 | 5.60 | 18.50 | 1.70 | 34.90 | 1.50 | 10.80 | 25.20 | 46.00 | 25.10 | 24.60 | 8.10 | 35.00 | 36.00 | 46.53 |
| ТЮ2 | 0.1 | <0.05 | 0.10 | <0.05 | <0.05 | 0.0 | <0.05 | <0.05 | <0.05 | 0.17 | 0.50 | 0.06 | 0.13 | 0.29 | 0.15 | 0.21 | 0.42 | 0.21 |
| Al2O3 | 4.3 | 1.00 | 2.00 | <0.10 | 0.90 | 3.60 | 0.70 | 0.10 | 0.70 | 4.20 | 9.80 | 0.80 | 5.30 | 10.10 | 4.40 | 2.01 | 6.00 | 1.93 |
| Fe2O3 | 2.1 | 0.80 | 1.00 | 0.20 | 0.60 | 1.80 | 0 1.0 | 0.20 | 0.40 | 2.60 | 4.50 | 0.60 | 2.40 | 4.00 | 2.40 | 1.30 | 2.80 | 1.81 |
| MgO | 0.7 | 0.50 | 1.00 | 0.20 | 0.50 | 2.20 | 0.90 | 0.20 | 52.20 | 0.90 | 14.90 | 0.40 | 1.10 | 0.60 | 0 1.0 | 0 1.0 | 1.00 | 0.32 |
| CaO | 43 | 49.40 | 46.70 | 42.90 | 49.00 | 37.90 | 52.90 | 43.60 | 3.00 | 43.00 | 17.00 | 39.60 | 52.00 | 45.80 | 47.20 | 50.10 | 48.10 | 44.38 |
| Na2O | 0.3 | 0.80 | 0.80 | 0.80 | 1.20 | 1.40 | 0 1.00 | 0.40 | 0 1.00 | 1.00 | 1.60 | 1.20 | 0.30 | 0.30 | 0.40 | 0.40 | 0.40 | 0.28 |
| K2O | 0.5 | 0.20 | <0.10 | 0.30 | 0.30 | 0.30 | <0.10 | <0.10 | <0.10 | 0.20 | 0.20 | 0.80 | 0.10 | 0.20 | <0.10 | 0.20 | 0.20 | 0.10 |
| P2O5 | 0.19 | 2.20 | 0.10 | 0.10 | 2.80 | 2.80 | 0 2.80 | <0.10 | 0.50 | 1.60 | 3.90 | 0.30 | 2.40 | 2.90 | 1.90 | 0.80 | 1.10 | 0.89 |
| SO3 | 1.2 | 1.70 | 10.00 | <0.20 | 5.00 | 3.90 | 3.40 | <0.20 | 0.30 | 2.40 | 2.80 | <0.20 | 5.50 | 1.30 | 1.20 | <0.20 | 0.20 | 0.16 |
| CO2 | 33.96 | 24.61 | 5.87 | 31.66 | - | 37.26 | 18.83 | 11.23 | 25.93 | 6.84 | 8.64 | 2.46 | 3.13 | - | 5.39- | 1.51 | 1.69 | |
| Cl | - | 0.79 | 0.34 | 0.51 | 0.39 | 0.85 | 0.26 | 0.56 | 1.14 | 0.47 | - | 0.015 | 0.11 | 0.015 | 0.11 | 0.37 | 0.06 | - |
| H2O+ | 3.85 | 3.85 | 10.22 | 2.55 | - | 2.58 | 1.41 | 21.0 | 6.40 | 12.63 | 14.98 | 3.13 | 6.45 | - | 3.81 | 1.43 | 2.02 | |
| ППП | 35.1 | 38.60 | 28.80 | 16.60 | 34.60 | 27.60 | 40.10 | 20.80 | 33.60 | 32.80 | 19.50 | 10.30 | 5.70 | 9.60 | 33.10 | 9.20 | 3.00 | 3.86 |
| Сумма | 99.19 | 101.00 | 99.67 | 100.40 | 100.80 | 100.30 | 99.70 | 100.60 | 99.50 | 99.70 | 99.90 | 100.10 | 100.04 | 99.459 | 99.45 | 99.72 | 99.23 * | 100.15 |
*содержание F - 0.23мас.%.
- -битуминозные сланцы формации Гареб (поданным Bogoch et al. (1999));
- -битуминозные породы комплекса НабиМуса;
составы образцовAG-21, AG-23-25, AG-27b поданным Bogochet al. (1999), все породы обогащеныбитумом.
Вкладка 2
Продолжение вкладки2
Таблица 3
Представительныеанализы минералов CM пород постройки НабиМуса
| Минерал: | Pwo | Prw | Wo | Rn | Nag | Mel | Mel | Cusp | Ap | Ell | Gr | Gr | Prv | Фаза X | CF2 | Spl | Фаза Y | * | Brdg | Yeel |
| Образец: | 12D | 21 | 21 | 12D | 12D | 21 | 12D | 12D | 12D | 21 | 12D | 21 | 13p | 13p | 13p | 13p | 13p | 12D | 2а | 2а |
| SiO2 | 51.98 | 51.22 | 51.26 | 41.29 | 28.02 | 33.52 | 28.87 | 32.65 | 5.04 | 11.03 | 27.10 | 29.65 | 2.07 | 10.62 | 8.09 | 0.02 | 7.40 | 38.58 | 34.13 | 1.83 |
| TiO2 | 0.04 | 0.01 | 0.03 | 0.02 | 0.00 | 0.03 | 0.01 | – | – | – | 10.33 | 6.45 | 40.04 | 25.06 | 0.88 | 0.01 | 31.77 | 0.62 | 0.21 | 0.04 |
| Cr2O3 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | 0.37 | 0.67 | 0.65 | 0.38 | – | 6.81 | 0.10 | 0.05 | – | – |
| Al2O3 | 0.03 | 0.02 | 0.03 | 0.01 | 0.03 | 16.42 | 24.47 | 0.00 | 0.02 | 0.06 | 2.61 | 2.22 | 0.60 | 0.56 | 5.35 | 2.96 | 0.38 | 5.79 | 0.09 | 43.63 |
| FeO | 0.05 | 0.00 | 0.03 | 0.12 | 0.05 | 1.61 | 0.85 | 0.09 | 0.01 | 0.27 | – | – | – | – | – | 11.65 | – | 4.26 | 0.25 | 5.27 |
| *Fe2O3 | – | – | – | – | – | 5.75 | 2.27 | – | – | – | 26.38 | 27.97 | 14.28 | 19.35 | 68.68 | 64.04 | 16.70 | – | – | – |
| MnO | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | 0.06 | 0.00 | 0.04 | 0.04 | 0.13 | 0.32 | 0.03 | 1.06 | – | – |
| MgO | 0.03 | 0.04 | 0.09 | 0.18 | 0.10 | 3.91 | 2.80 | – | – | – | – | – | 0.00 | 0.00 | 2.61 | 10.22 | 0.00 | 43.42 | 5.71 | 0.28 |
| CaO | 48.64 | 49.20 | 48.96 | 58.30 | 59.70 | 35.09 | 38.85 | 60.31 | 58.60 | 56.16 | 32.76 | 32.93 | 41.69 | 43.41 | 14.50 | 0.27 | 42.61 | 1.47 | 58.98 | 35.20 |
| BaO | 0.10 | 0.04 | – | |||||||||||||||||
| Na2O | 0.02 | 0.01 | 0.05 | 0.04 | 1.89 | 2.40 | 0.85 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | 1.62 | 0.32 | 0.69 |
| K2O | 0.00 | 0.02 | 0.01 | 0.00 | 1.50 | 0.35 | 0.25 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | 0.02 | 0.26 |
| ZrO2 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | 0.41 | 0.41 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| V2O3 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | 0.19 | 0.00 | – | – | – | – | – | – | – | – |
| P2O5 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.10 | 7.93 | 0.00 | 0.00 | 0.38 | 29.28 | 19.44 | – | – | – | – | – | – | – | 0.86 | 0.60 | 0.20 |
| SO3 | 0.03 | 0.01 | 0.00 | – | 0.12 | – | – | 0.00 | 4.90 | 10.91 | – | – | – | – | – | – | – | 0.66 | 0.02 | 12.63 |
| F | – | – | – | – | – | – | – | 10.05 | 3.84 | – | – | – | – | – | – | – | – | 1.92 | – | – |
| Cl | – | – | – | – | – | – | – | 0.05 | 0.01 | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – | – |
| O=F+Cl | – | – | – | – | – | – | – | –4.24 | –1.62 | – | – | – | – | – | – | – | – | 0.81 | – | – |
| Сумма | 100.83 | 100.52 | 100.45 | 100.08 | 99.46 | 99.07 | 99.24 | 99.29 | 100.05 | 97.99 | 100.32 | 100.55 | 99.36 | 99.43 | 100.24 | 99.49 | 98.99 | 98.40 | 100.36 | 100.19 |
Примечание: Ap,флюорапатит; Brdg, бредигит; CF2, CaFe4O7 (триг.); Cusp, куспидин;Ell, флюорэллестадит; Gr, гранат; Mel, мелилит;Nag, нагельшмидтит; Rn, ранкинит; Prv, перовскит;Prw, параволластонит; Pwo, псевдоволластонит;Spl, шпинель; W, волластонит; Yeel, йелимит; *,стекла из расплавных включений в ранкинитепаралавы; фаза X, Ca3Ti(Fe,Al,Si)2O8;фаза Y, Ca4Ti2(Fe,Al,Si)2O11*FeO и Fe2O3рассчитаны по стехиометрии.
