Александров И.А. Метаморфические породы амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области (условия образования и состав протолитов)

Подождите немного. Документ загружается.

к разным генетическим типам флюида. Учет этого обстоятельства позволяет

разработать непротиворечивую модель флюидного режима для метаморфи-

ческих пород амфиболитовой фации ДССО.

5.1 Информативность применяемых методик

по оценке состава флюида

Реконструкция состава метаморфогенного флюида была произведена на

основе четырех методов: метода расчета реакций по равновесиям минералов,

включающих кислород, воду, углекислый газ или другие летучие компоненты

(1); методов термодегазации (2) и электрохимии (3); метода моделирования

минеральных ассоциаций на основе принципа минимизации потенциала Гиб-

бса (4). Кратко рассмотрим основные особенности этих методов в отношении

информативности и способности оценить состав внешнего и внутреннего ме-

таморфогенного флюида.

Метод расчета минальных реакций или метод стехиометрического

формализма представляет собой классический петрологический метод для

оценки парциальных давлений летучих компонентов (Перчук, 1973; Перчук

и Рябчиков, 1976). При всех достоинствах этот метод однако имеет существен-

ные ограничения в своем практическом применении. Например, хорошим ок-

сибарометром в зонах гранулитового метаморфизма является минеральный

парагенезис ортопироксен–кварц–магнетит. Рассчитывая потенциал кисло-

рода по этому равновесию, мы будем всегда получать величину фугитивности

кислорода выше буфера ССО, поскольку ортопироксены любой железистости

в ассоциации с кварцем и магнетитом при средних и повышенных давлениях

метаморфизма устойчивы только выше буфера ССО. В биминеральных и, ве-

роятно, более восстановленных парагенезисах ортопироксен

–

кварц и орто-

пироксен

–

магнетит рассчитать потенциал кислорода методом фазового

соответствия невозможно.

Если «внешний флюид» будет значительно восстановлен (на буфере ССО

и ниже), то мы не сможем оценить величину его восстановленности по ассо-

циации ортопироксен-кварц-магнетит. Если пользоваться только методом ре-

акций, невозможно понять, к какому именно флюиду относятся оценки

парциальных давлений компонентов – «внешнему» (региональному) или

«внутреннему» (локальному). Кроме того, сам набор минеральных фугомет-

ров ограничен, а для основных богатых кальцием пород – амфиболитов или

амфибол-пироксеновых сланцев, столь распространенных в породах ДССО,

отсутствуют вообще. Поэтому в конкретной геологической ситуации оценка

состава именно «внешнего» флюида в региональном смысле методом фазо-

вого соответствия представляет иногда очень сложную или даже невыполни-

мую задачу.

Методами газовой хроматографии (термодегазации) и электрохимии (ос-

нованному на экспериментальном измерении потенциала кислорода в закры-

148 Особенности флюидного режима

той системе минерал – флюид или порода – флюид), в отличие от метода фа-

зового соответствия, можно оценить состав и окислительный потенциал

флюида почти в любом образце горной породы. Но интерпретация данных,

полученных этими методами, неоднозначна, поскольку захват флюида мине-

ралами, видимо, происходит не только в процессе кристаллизации, но и на

регрессивной стадии метаморфического процесса, когда при декомпрессии

происходит перестройка состава флюида. Таким образом, флюид, анализи-

руемый методами хроматографии и электрохимии, может претерпеть значи-

тельные изменения и отличаться по составу от того, «внешнего» флюида,

который был в породах на пике метаморфизма.

Метод физико-химического моделирования на основе подхода выпуклого

программирования, реализованный в ПК «Селектор-С», в оценке состава

флюида обладает более широкими возможностями, сравнительно с методом

фазового соответствия. Так, например, мы показали возможность оценки по-

тенциала кислорода в различных минеральных ассоциациях гранулитовой

фации метаморфизма независимо от того, присутствует ли в них магнетит,

ильменит или графит, и установили, что «внешний» флюид, при котором осу-

ществлялся метаморфизм гранулитовой фации, формировался в поле устой-

чивости графита (Авченко и др., 2007б). Однако и этот перспективный метод

далеко не всегда может дать точную и правильную оценку состава «внеш-

него» флюида. Программный комплекс «Селектор-С» подробно рассмотрен

в недавней монографии О.В. Авченко и др. (2009б).

Тем не менее, если пользоваться всеми четырьмя методами при анализе

флюидного режима метаморфизма, то можно получить новую и интересную

информацию в отношении состава именно «внешнего» метаморфогенного

флюида, что даст возможность выявить характерные, свойственные ДССО,

особенности метаморфизма в отношении флюидного режима. Перейдем

к анализу полученных данных по флюидному режиму ДССО, причем вначале

рассмотрим данные хроматографии и электрохимии.

5.2 Методика хроматографических

и электрохимических исследований

Хроматографический анализ проводился во фракциях газов, выделяю-

щихся из плагиоклазов, роговых обманок и горных пород при температурах

400, 600 и 800 °С. Анализы газов проводились на хроматографе ЛХМ-8д

с использованием детектора по теплопроводности с применением газа-носи-

теля – гелия по методике, изложенной в (Летников и Гантимурова, 1987; Лет-

ников и Шкарупа, 1977). Порог чувствительности при таких условиях анализа

составляет 1 × 10

-3

об. %. Для контроля определений lg f

по компонентам

СО – СО

приготовлялись калибровочные газовые смеси, позволившие оце-

нить достоверность и воспроизводимость газового анализа.

149Методика хроматографических и электрохимических исследований

Все расчеты газовых смесей производили на ПК «Селектор-С». Задача

расчета равновесной смеси газов методом минимизации является одной из

простейших при решении ее при помощи «Селектора-С», причем формиро-

вать задачу можно как угодно: помимо собственно газов, из базы данных

Р. Рида и др. (1982) можно включать твердые фазы (графит) или любые угле-

водороды. Входные данные для задачи – состав смеси по хроматографиче-

ским данным и температура эксперимента. Выходное решение дает состав

равновесной смеси и величину потенциалов кислорода, углерода и водорода

при данной температуре. Сравнение компонентных составов расчетной и экс-

периментальной газовых смесей позволяет выяснить равновесность или не-

равновесность газовой смеси при температуре эксперимента (расчета).

Электрохимический метод измерения «внутренней» фугитивности кис-

лорода (intrinsic oxygen fugacity) в твердых и газовых фазах (или метод ЭДС)

получил широкое распространение в оценке окислительных условий образо-

вания различных магматических пород. Метод был освоен сотрудником ла-

боратории метаморфических и метасоматических формаций ДВГИ ДВО РАН

В.О. Худоложкиным, которым и были выполнены анализы образцов ДССО.

Эксперимент выполнялся на установке, состоящей из двух твердоэлектролит-

ных (на основе ZrO

) датчиков по схеме Сато (Sato, 1971). Один из них со-

держал исследуемый образец (аналитическая ячейка), другой применялся

в качестве измерителя потенциала кислорода в газовой среде, создаваемой

для выравнивания f

снаружи и внутри аналитического объёма образца. Точ-

ность измерения величины lg f

в минералах этим методом оценивается

в 0.3–0.6 лог. ед. При интерпретации результатов электрохимических изме-

рений принималось, что величина давления, при котором могли образоваться

минералы, мало сказывается на измеряемой величине lg f

(Ulmer et al., 1976).

Измерялась зависимость lg f

– Т для главных породообразующих минералов:

полевых шпатов, амфиболов, биотитов, граната и породы в целом, причем из-

мерения lg f

проводились, главным образом, в интервале температур

600–800 °С.

5.3 Обсуждение данных

хроматографии и электрохимии

Результаты исследований состава флюидной фазы были опубликованы

нами ранее (Авченко и др., 1999; Авченко и др., 2000; Авченко и др., 2002).

Основной фактический материал хроматографических анализов по минера-

лам и породам приведен в таблице 5.1, а некоторые усредненные данные по-

казаны в таблице 5.2. Из них видно, что помимо воды и углекислого газа, во

всех фракциях присутствуют водород, метан и окись углерода, причем резко

преобладающим компонентом флюида является Н

О. Оказалось, что Н

и СО

в минералах присутствуют в значительно меньших количествах, чем

150 Особенности флюидного режима

в горных породах. Это объясняется, вероятно, присутствием вторичных ми-

нералов в микротрещинах горных пород. Поэтому интерпретация данных

хроматографии была проведена только по минеральным флюидам.

Расчет всех имеющихся хроматографических данных по программе «Се-

лектор-С» показал, что изученные смеси газов в разнотемпературных фрак-

циях представлены неравновесным в термодинамическом смысле флюидом,

151Обсуждение данных хроматографии и электрохимии

Газовая

фаза

ОГ-5-1, Pl

400 600 800

ОГ-6, Pl

400 600 800

ОГ-6-5, Pl

400 600 800

ОГ-6-6, Pl

400 600 800

ОГ-6-2, Pl

600 800

0.063 0.337 0.459 0.08 0.08 0.288 0.077 0.348 0.697 0.029 0.336 0.639 0.065 0.259

CO 0.161 0.053 0.081 0.068 0.031 0.073 0.077 0.055 0.208 0.067 0.022 0.104 0.035 0.043

0.036 0.083 0.009 0.016 0.005 – 0.006 0.019 0.012 0.01 0.024 0.006 0.018 0.01

0.48 0.414 0.279 0.254 0.334 0.099 0.502 0.641 0.902 0.164 0.434 3.13 0.169 0.161

54.99 39.48 31.73 16.76 16.69 11.16 19.95 17.84 10.22 56 22.05 20.16 29 12.94

lg f

-33.8 -22.8 -17.3 -33.5 -22.5 -18.1 -32.9 -22.3 -17.1 -34.1 -22.4 -15.4 -23.3 -17.3

lg f

-26.1 -19.6 -15.2 -28.1 -19.2 -15.2 -27.7 -17.3 -16.1 -26.1 -20.3 -15.4 -18.6 -15

Газовая

фаза

ОГ-7, Pl

400 600 800

ОГ-19, Pl

400 600 800

ОГ-11-2, Pl

400 600 800

ОГ-6-7, Pl

600 800

ОГ-6, Hb

400 600 800

0.263 0.351 0.905 0.047 0.136 0.237 0.127 0.382 0.806 0.021 0.062 0.125 1.582 1.054

CO 0.295 0.057 0.788 0.063 0.042 0.06 0.111 0.055 0.181 0.01 0.032 0.134 0.052 0.16

0.042 0.058 0.025 0.007 0.013 – 0.01 0.031 0.01 0.004 – 0.013 0.054 0.035

1.502 1.086 1.599 0.03 0.19 0.132 0.561 0.351 0.491 0.147 0.052 0.52 0.199 0.138

64.74 39.28 50.81 27.02 15.66 12.53 19.14 14.51 11.48 6.538 10.17 7.811 20.29 15.62

lg f

-33.4 -22 -17.8 -33.4 -23.4 -17.8 -33.4 -23.2 -17.6 -23 -16.7 -33.6 -23.7 -18.6

lg f

-27.9 -19.8 -14.9 -27.1 -19.8 -15 -28.3 -20.7 -16.1 -18.6 -13.9 -29 -21.7 -16.1

Газовая

фаза

ОГ-6-9, Hb

400 600 800

ОГ-11-2, Hb

400 600 800

ОГ-7, Hb

400 600 800

ОГ-5-1, Hb

400 600 800

ОГ-11, WR

600 800

0.097 1.732 1.203 0.089 1.994 1.852 0.094 1.7 1.134 0.06 0.941 1.95 0.513 3.86

CO 0.22 0.039 0.05 0.289 0.082 0.194 0.097 0.075 1.611 0.084 0.047 0.055 0.056 3.49

0.003 0.059 0.015 0.013 0.073 0.052 0.017 0.085 0.022 0.006 0.044 0.012 0.037 0.054

0.235 0.151 0.042 1.289 0.393 0.137 0.89 0.808 6.137 0.603 0.426 0.139 9.514 22.16

10.29 19.21 24.96 55.6 50.04 49.94 26.49 39.87 34.76 52.06 50.11 43.73 173.3 187.5

lg f

-34.7 -23.5 -18.6 -33.5 -23.2 -18.7 -32.8 -22.6 -17.3 -33.1 -22.6 -17.5 -20.2 -16.8

lg f

-28.6 -21.8 -15.8 -27.1 21.1 -15.6 -27.8 -21.2 -15.4 -26.8 -20.5 -15.7 -18.9 -15

Газовая

фаза

ОГ-6-2, Hb

400 600 800

ОГ-19, Нb

400 600 800

ОГ-6-7, Hb

400 600 800

ОГ-12, WR

600 800

ОГ-18, WR

400 600 800

0.045 1.814 2.176 0.153 2.073 1.996 0.036 1.321 0.036 0.614 2.231 0.9 1.419 3.441

CO 0.066 0.059 0.055 0.14 0.091 0.207 0.072 0.03 0.072 0.067 4.86 0.126 0.259 1.693

0.004 0.08 0.015 0.023 0.107 0.065 0.009 0.031 0.009 0.031 0.026 12.62 0.171 0.185

0.483 0.233 0.033 1.588 0.699 0.255 0.182 0.061 0.182 4.621 36.94 15.66 2.935 2.817

67.69 41 11.04 72.77 57.39 117.2 37.6 29.68 37.6 263.4 267.8 290.1 72.73 62.41

lg f

-33.1 -23.3 -19 -32.7 -22.9 -18.3 -33.8 -24.1 -19.2 -21 -16.7 -30.6 -22.6 -18

lg f

-26.2 -21.2 -17 -27.3 -21 -14.9 -26.7 -21.2 -16 -18.6 -14.2 -27.6 -20.5 -15.9

Таблица 5.1. Состав газовой фазы (ммоль/кг) из минералов (Hb, Pl) и пород (WR)

Центрального домена ДССО по данным газовой хромотографии.

Примечание: 400, 600, 800 – температура извлечения газовой фазы из образца (°C).

lg f

– величина lgf

в смеси СО

– СО, lg f

– в смеси Н

О – Н.

так как потенциал кислорода, рассчитываемый по компонентам Н

О – Н

СО

– СО, различен, причем потенциал кислорода в паре Н

О – Н

всегда

выше, чем в СО

– СО (рис. 5.1а). Неравновесность флюида может иметь раз-

личное объяснение (Худоложкин и др., 2002). Возможно, неравновесный

флюид формируется прямо в процессе термодегазации за счет смешения

чисто водной фазы с выделяющимися углеродсодержащими компонентами.

Основание для этой точки зрения можно найти в том, что степень неравно-

весности высокотемпературных фракций значительно меньше, чем низкотем-

пературных (рис. 5.1а). Это, в свою очередь, свидетельствует о протекании

реакций (в процессе анализа) как в газовой фазе, так и между газом и матри-

цей нагреваемого минерала. Нельзя также исключить неизбежную диссипа-

цию водорода, что и могло приводить к завышению потенциала кислорода,

рассчитываемого по компонентам Н

О – Н

. Поэтому возможно, что потен-

циал кислорода, рассчитываемый по компонентам СО

– СО, должен точнее

характеризовать окислительное состояние метаморфогенного флюида. Этот

потенциал кислорода при температурах 400–600 °С лежит вблизи буфера

С – СО – СО

(рис. 5.1а) Далее, можно отметить относительно небольшой ин-

тервал колебаний величины потенциала кислорода в смеси СО

– СО и почти

линейный тренд зависимости lg f

от температуры, рассчитываемый по ком-

понентам СО

– СО. Очевидно, что существует фактор, обеспечивающий по-

стоянство соотношения компонентов СО

– СО. Таким фактором, по всей

видимости, является пылевидный графит, который присутствовал в качестве

самостоятельной фазы практически во всех горных породах и вовлекался

в реакции с газовой фазой (выгорал) в момент хроматографического анализа.

Этот субмикроскопический графит, видимо, выпадает из углеродсодержащего

флюида в мельчайшие поры и трещины минералов при охлаждении флюида

на регрессивной стадии метаморфизма. Подобный графит был ранее

152 Особенности флюидного режима

компонент

амфибол

вес. %* P

, бар

плагиоклаз

вес. % P

, бар

Модельный флюид в

системе H

O-C

вес. % P

, бар

0.08 71 0.07 67 0.09 86

89.84 9404 93.51 9619 79.37 8590

CO 0.14 9.5 0.08 5.6 0.32 22

8.75 375 5.77 243 15.01 665

1.2 140 0.57 65.6 5.21 633

lg f

***

-16.2 -15.9 -15.4

Таблица 5.2. Характеристики флюида в минералах Центрального домена ДССО и в

модельной системе H

O – C.

* Средние содержания компонентов в газовой фазе из амфиболов и плагиоклазов по пяти

образцам (ОГ-5-1, ОГ-6, ОГ-6-2, ОГ-7 и ОГ-11-2) из таблицы 5.1 (фракции при темпера-

туре 800 °С).

** P

– расчетные парциальные давления компонентов при 800°С и 10000 бар.

*** lg f

рассчитано при 800°С и 10 кбар.

установлен при исследовании флюидов сутамского комплекса (Авченко

и др., 1998).

Данные электрохимии близки результатам хроматографических исследо-

ваний. Экспериментальные линии lg f

– T для полевых шпатов (рис. 5.1б) ха-

рактеризуют их как минералы более окисленные, чем сосуществующие

темноцветные, – они располагаются вблизи поля вюстита, параллельно бу-

ферной линии QFM, и в среднем на две единицы lgf

ниже ее. Обобщение

данных газовой хроматографии и электрохимии позволяет предполагать, что

флюиды, законсервированные в минералах, были насыщены по отношению

к углероду и отвечали по уровню восстановленности интервалу величин

между буферами кварц-фаялит-магнетит и вюстит-железо (заштрихованное

поле на рис. 5.1а).

Существенно водный модельный флюид, насыщенный графитом или фи-

зико-химическая система Н

О – С, как показывают расчеты по «Селектор-С»,

153Обсуждение данных хроматографии и электрохимии

Рис. 5.1. Результаты газовохроматографических (а) и электрохимических (б) исследо-

ваний минералов из пород Центрального домена.

Буферные равновесия: кварц–фаялит–магнетит (QFM); магнетит–вюстит (MtW);

вюстит–железо (WFe); графит–окись углерода (ССО); кварц–фаялит–железо (

QFFe

а) Приведены точки только для газовых фракций из плагиоклазов.

б) Стрелки соответствуют нагреванию (вверх) и охлаждению (вниз). Усредненная

ошибка ±0.35 ед. lg f

близок к флюиду, полученному на основе данных хроматографии и электро-

химии по величине потенциала кислорода и содержаниям H

, H

O, CO

, от-

личаясь от него концентрациями CH

и CO (табл. 5.2). Если допустить, что

данные термодегазации и электрохимии отражают состав именно «внешнего»

флюида, то надо полагать, что отношение парциальных давлений Р

СО

этом флюиде должно быть меньше 0.1 (табл. 5.2).

5.4 Анализ режима СО

по минеральным

равновесиям и методу моделирования

Парциальное давление СО

во флюиде можно определить по кальцитсо-

держащим парагенезисам, развитым в известково-силикатных породах. К со-

жалению, в пределах ДССО известково-силикатные породы встречаются,

главным образом, только в Восточном домене – в образованиях удско-майской

серии. Здесь они составляют незначительную по объему, но, однако, весьма

характерную группу пород, представленную кальцифирами, в том числе гра-

натовыми, биотит-дипсидовыми, диопсид-гранатовыми и цоизитсодержа-

щими разностями (Козырева и др., 1985). Величина парциального давления

СО

в работе (Козырева и др., 1985) определена в минеральных парагенезисах

Grt + Bt + Di + Cc + Pl + Zo + Q + Sf (обр. 2155а) и Grt + Cc + Di + Pl + Q + Sf + Gf

(обр. 719а) на основе минальных реакций:

An + Q + 2Cc = Grs + 2CO

(1)

2Zo + CO

= 3An + Cc + H

O (2)

Расчет был выполнен по уравнениям Дж. Ферри (Ferry, 1976) c учетом ак-

тивностей компонентов анортита и гроссуляра в твердых растворах плагио-

клаза и граната. Согласно проведенным расчетам, при P

= P

= 9–10 кбар,

T = 600–700 °C, давление СО

во флюиде было высоким, не менее 5–8 кбар.

Если принять за основу флюид, состоящий, главным образом, из СО

и Н

О,

то величина отношения Р

СО

лежит в интервале 1–4, что полностью про-

тиворечит данным термодегазации.

Однако возникает вопрос – к какому флюиду относится полученная

оценка давления СО

: к внутреннему (локальному) флюиду, потенциал кото-

рого задается (буферируется) собственным химическим составом известково-

силикатной породы (минальными реакциями типа 1 и 2), или к внешнему

(региональному) флюиду, поступающему в процессе метаморфизма во вме-

щающие породы извне, и который, наоборот, определяет состав минеральной

ассоциации. Этот непростой вопрос в работе (Козырева и др., 1985) и в других

подобного рода петрологических работах ранее практически не обсуждался.

Одним из исключений является работа Х.Дж. Гринвуда (Greenwood, 1975),

в которой на примере известково-силикатных пород показана вероятность бу-

ферирования метаморфогенного флюида минеральными ассоциациями.

Решение поставленного вопроса удалось найти О.В. Авченко с помощью

ПК «Селектор-С» на основе метода моделирования минеральных ассоциаций,

154 Особенности флюидного режима

развитых в известково-силикатных по-

родах удско-майской серии (Авченко,

2009; Авченко и др., 2009а). Рассмот-

рим подробно полученное решение.

Была выполнена модель, состоя-

щая из пяти резервуаров (рис. 5.2).

В резервуар № 0 помещался суще-

ственно водный флюид (1.6 грамма),

насыщенный по отношению к угле-

роду, отношение Р

СО

в котором

составляло величину всего 0.02. Из ре-

зервуара № 0 водный флюид поступал

в резервуары 1–4, причем количество

флюида в последовательности №№ 1–

4 уменьшалось, что наглядно показано

на рисунке 5.2 и в таблице 5.3 (модель

А). В резервуарах №№ 1–4 находилось

по 16 граммов одной и той же изве-

стково-силикатной породы, состав ко-

торой (вес. %) приведен в таблице 5.4.

Расчет модели проводился на основе

термодинамической базы данных

(Holland & Powell, 1998) и с учетом

термодинамических свойств минеральных твердых растворов (Приложе-

ние 6). Из модели видно, что по мере уменьшения отношения флюид/порода

во флюиде закономерно возрастает отношение Р

СО

, достигающее в по-

следнем резервуаре, где флюид присутствует в исчезающее малых количе-

ствах, величины 0.9 (рис. 5.2 и табл. 5.3, модель А). При этом в резервуаре 4

при T = 630 °C, P

= 11500 бар образовалась минеральная ассоциация, пол-

ностью отвечающая по составу и набору минералов парагенезису обр. 719а

(табл. 5.5, 5.6 – модель А). Совершенно очевидно, что нельзя говорить о том,

что величина парциального давления СО

, вычисляемая по составу минералов

в обр. 719а, относится к «внешнему» флюиду, который в модели имеет отно-

шение Р

СО

равное 0.02. Наглядно видно, что в резервуарах 1–3 состав

флюида есть результат сложной комбинации «внешнего» и «внутреннего»

флюида, а в резервуаре 4 потенциал СО

полностью задан минеральной ас-

социацией без участия внешнего флюида или собственным химическим со-

ставом породы. С увеличением количества внешнего водосодержащего

флюида, в направлении от резервуара 4 к 1, в минеральных парагенезисах

уменьшается количество кальцита вплоть до полного его исчезновения в ре-

зервуаре 1, и возрастает количество цоизита. Изменения количеств других

минералов невелики. Таким образом, в резервуаре 1 образуется минеральный

155Анализ режима СО

по минеральным равновесиям и методу моделирования

10 2 3 4

0.0

0.2

0.6

0.8

1.0

0.4

Флюид

Резервуары

P /P

-5

7.6

10.5

0.02

0.14

0.38

0.67

0.9

100

W/R,

%вес.

Рис. 5.2. Модель взаимодействия карбо-

натно-силикатной породы с водным

флюидом.

Закрашенная часть резервуара – флюид,

незакрашенная – порода. Наглядно видно

увеличение парциального давления угле-

кислоты (пунктирные отрезки) по мере

уменьшения доли флюида.

парагенезис, близкий к безкальцито-

вому парагенезису обр. 2157г (табл. 5.5,

5.6). Поэтому вполне возможно, что и в

природе этот парагенезис образовался

вследствие инфильтрации существенно

водного флюида в кальцитсодержащие

ассоциации типа обр. 719а, причем от-

ношение Р

СО

в этом флюиде могло

быть не выше 0.02.

Если же в резервуар №0 поместить

существенно углекислотный флюид (модель Б, табл. 5.3, 5.5), в котором от-

ношение Р

СО

равно 7.8, то инфильтрация такого флюида (с последова-

156 Особенности флюидного режима

Резервуары

Модель А*

0 1 2 3 4

Модель Б

0 1 2 3 4

W/R, вес. % R= 0 10.5 7.6 2 0.00001 R = 0 13.6 2.8 0.28 0.00005

СО

0.02 0.14 0.38 0.64 0.9 7.8 5.7 1.9 0.8 0.7

lg f

-18.9 -18.3 -18 -17.8 -17.8 -17.5 -17.5 -17.6 -17.7 -17.8

17.6 8.5 4.7 3 2 0.4 0.5 1.5 2.9 3.1

116 55 16.9 2.8 4 0.1 0.3 1.6 6.3 7.3

Таблица 5.3. Состав флюида в зависимости от отношения флюид/порода (W/R) при

T = 630 °C и P

= 11500 бар.

* В модели А в резервуаре 0 находится существенно водосодержащий флюид

(Р

СО

= 0.02), тогда как в модели В – углекислотный (Р

СО

= 7.8).

SiО

FeO MnO MgO CaO

O СO

65.51 10.14 6.09 1.57 2.38 12.15 1.43 0.74

Таблица 5.4. Модельный состав известково-силикатной породы (вес. %).

Резервуары

Модель А*

1 2 3 4

Модель Б

1 2 3 4

W/R, вес.% 10.5 7.6 2 0.00001 13.6 2.8 0.28 0.00005

Cpx 1.2 1.2 0.8 0.7 – – 0.7 0.73

Cc – 0.02 0.3 0.37 0.65 0.63 0.41 0.37

Dol – – – – 0.45 0.42 – –

Grt 1 1.08 1.17 1.25 1.08 1.17 1.2 1.25

Gf 0.004 0.002 0.0003 0.0002 – – следы 0.0002

Pl 0.5 0.6 0.74 0.8 1.1 1.02 0.8 0.8

Q 2.2 2.2 2.3 2.38 2.8 2.8 2.4 2.38

Zo 0.3 0.2 0.1 0.00002 – – 0.03 –

Grt

0.91 0.91 0.84 0.81 0.84 0.81 0.8 0.81

Grt

0.56 0.56 0.45 0.44 0.27 0.31 0.41 0.44

0.18 0.2 0.24 0.27 0.31 0.26 0.26 0.27

Cpx

0.43 0.41 0.29 0.25 – – 0.24 0.25

Таблица 5.5. Объемные количества (см

) минералов и их характеристики в

зависимости от отношения флюид/порода (W/R) при T = 630 °C и P

= 11500 бар.

* – см. примечание к таблице 5.3.

Обр.

2157г

Резервуары модели А

1 2 3 4

Обр.

719а

Grt

0.92 0.91 0.91 0.84 0.81 0.81

Grt

0.53 0.56 0.56 0.45 0.41 0.43

0.23 0.18 0.2 0.24 0.27 0.26

Cpx

0.41 0.43 0.41 0.29 0.25 0.3

Таблица 5.6. Сравнение параметров

состава минералов модельных

(T = 630 °C и P

= 11500 бар) и

природных парагенезисов.

тельным уменьшением его количества) приводит к образованию кальцит–до-

ломитовых ассоциаций (кроме граната, плагиоклаза и кварца) в резервуа-

рах 1–2. Но в резервуаре 4, где внешнего углекислотного флюида практически

нет, вновь образуется такой же парагенезис, как и в модели А (табл. 5.5, мо-

дель Б).

Таким образом, результаты моделирования минеральных ассоциаций с по-

мощью ПК «Селектор-С» показывают, что высокое парциальное давление

СО

, вычисляемое методом минальных реакций, характеризует именно «внут-

ренний» флюид или комбинацию «внутреннего» и «внешнего» флюида, и по-

этому «внешний» флюид при метаморфизме удско-майской серии вполне мог

быть существенно водным по своему составу. Таким образом, противоречие

между данными хроматографии и оценками состава флюида по минеральным

равновесиям на деле не существует. Эта концепция предполагает, что захва-

тываемый породой «внешний» флюид сохраняет собственный потенциал кис-

лорода только на регрессивной стадии, когда значительно ослабевает

протекание реакций с участием твердых фаз и буферная роль минеральных

ассоциаций сводится к минимуму (Авченко и др., 2009а).

5.5 Оценка парциального давления воды

по мусковитсодержащим равновесиям

Парциальное давление воды во флюиде надежно определяется по равно-

весию Mu + Q = Sill + Kfs + H

O. C увеличением парциального давления воды

область устойчивости мусковит-кварцевой ассоциации расширяется в область

высоких температур, что хорошо видно на диаграмме рис. 5.3. На этой диа-

грамме показаны также Р–Т поля условий метаморфизма в Центральном

и Восточном домене. В метаморфических породах этих доменов распростра-

нен парагенезис мусковита с кварцем, тогда как парагенезис силлиманита

(кианита) с калиевым полевым шпатом встречается только в единичных слу-

чаях, причем равновесность ассоциации Sill и Kfs очень сомнительна. Это

свидетельствует о том, что в рассматриваемых породах устойчивы только

парагенезисы левой части равновесия Mu + Q = Sill + Kfs + H

O. Линия равно-

весия Mu + Q = Sill + Kfs + H

O, рассчитанная при P

= 0.7 P

с помощью ПК

«Селектор-С», располагается вблизи правых границ полей Р–Т обоих доменов

(рис. 5.3, точечный пунктир, обозначенный цифрой 6). Если рассчитывать

равновесие Mu + Q = Sill+ Kfs + H

O при условии P

≤ 0.7P

, то область устой-

чивости ассоциации Sill и Kfs смещается к левым границам P–T полей обоих

доменов. В этом случае парагенезис Sill и Kfs встречался бы в рассматривае-

мых породах значительно чаще, а парагенезис мусковита с кварцем, напротив,

практически не наблюдался. Поэтому условие P

= 0.7P

более согласуется

как с минералогическими данными по устойчивости мусковит-кварцевой ас-

социации, так и с результатами моделирования и термодегазации.

157Оценка парциального давления воды по мусковитсодержащим равновесиям