Скляров Е.В. (ред.) Интерпретация геохимических данных

Подождите немного. Документ загружается.

260

Интерпретация

геохимических

днных

7.6.

Типохимизм

слюд

Химический состав слюд может быть выражен при помощи

общей формулы:

XY^Z.O^OH^,

где

X -

К,

Са, Na, Ba, (H )

(NH

);

Y -

Al,

Mg,

Fe"

Li,

Zn; Z - Si,

Al,

Be,

Слюды, содержащие в позиции Y двухвалентные эле-

менты (Mg,

Mn,

Zn), называются

триоктаэдрическими,

содержащие в позиции Y трехвалентные элементы (Al,

Cr,

)

— диоктоэдрическими.

Изоморфизм между ди- и триоктаэдрическими слюдами ог-

раничен, поэтому в природе встречаются либо те, либо другие,

либо

ди-триоктаэдрические

минералы (литиевые слюды) с узким

пределом колебаний суммарного количества катионов октаэдри-

ческого слоя Y. Из этого следует, что в

диоктаэдрических

слюдах

алюминий не может замещаться, например, на магний и наобо-

рот, в триоктаэдрических магний на алюминий. Однако суммар-

ное число катионов (п) в первых слюдах сохраняется близким к 2

или 3. Компенсация же валентности осуществляется в первом слу-

чае заменой части алюминия кремнием, во втором, наоборот —

части кремния алюминием. Таким образом, при единой схеме изо-

морфизма

<-»

А1

диоктаэдрические

слюды в мень-

шей степени алюмосиликаты (роль

в них ниже), чем триокта-

эдрические.

Вследствие многообразных изоморфных замещений доля глав-

ных компонентов в слюдах из разных пород колеблется в очень

широких пределах (табл. 7.16).

Колебания химического состава слюд довольно четко связа-

ны с химизмом материнских пород. Общие соотношения состава

биотита и

флогопита,

присутствующих

в тех или иных породах,

приведены

на

рис. 7.19.

Таблица 7.16

Пределы колебаний главных

компонентов

слюдах

Компонент

SiO

ТЮ

А1

Ре

МдО

FeO

МпО

Биотиты

33,09-42,24

0,02-5,14

11,82-20,52

0,01-19,94

0,01-13,45

5,05-30,16

0,01-1,01

Мусковиты

41,37-56,00

0,00-0,41

23,52-38,69

0,00-4,69

0,00-2,84

0,00-2,8

0,00-0,62

Компонент

СаО

Биотиты

0,00-1,52

6,55-9,83

0,15-2,67

0,00-1,90

0,00-5,00

0,60-5,03

Мусковиты

0,00-1,12

6,09-11,23

0,17-2,72

0,00-1,80

0,00-2.06

3,06-7,14

Глава

Использование

геохимических

данных

при

изучении

породообразующих

минералов

261

FeO +

МпО

Пегматиты^

Гранита

|Гнейсы

исталличёсД

ще

сланцй

Диориты

Габбро.

Базальты ,

Ультрабазиты

М-ра

моры'

Fe,0.

TiO,

MgO

Рис. 7.19. Колебания химического

состав;]

флогопитов

и биотитов в зависимости

от

типа материнских пород

приведены на рис.

7.19.

На основе анализа этого графика У. А. Дир |12] пришел к

следующим выводам:

1. Биотиты из гранитных пегматитов характеризуются очень

высокими содержаниями FeO (с максимальным значением ~ 30

%),

как MgO, так и (Ре

О, +

TiO,)

<10

2. В слюдах гранитов, кварцевых монцонитов и гранодиори-

/тов

содержание FeO колеблется в пределах

(Fe

TiO,)

12—

25 % < 10

содержание MgO может достигать 12

3. В слюдах тоналитов и диоритов содержание FeO обычно

ниже,

количество

(Fe,O

TiO,)

приблизительно такое же, a MgO

— больше, чем в предыдущей группе.

4. В слюдах габбро содержание MgO колеблется от

до 20

отношение (FeO +

MnO)/(Fe,O

TiO,)

близко к 1.

Максималь-

ное содержание FeO составляет

-10

Fe,O

— 8

5. В перидотитах и других ультраосновных породах присут-

ствуют преимущественно флогопиты с максимальным содержа-

нием FeO — 5

Fe,O,

— 6

Максимальное содержание MgO

приближается к 30

Содержание титана обычно мало.

6. В слюдах сиенитов и нефелиновых сиенитов высокое содер-

жание FeO (максимально - 32

%),

наивысшее содержание

Fe,O

количество MgO редко превышает 7

В гнейсах и кристаллических сланцах состав слюд изменяет-

ся в довольно ограниченных пределах. Максимальное содержание

FeO — 20

но обычно не более 18

8. В

метаморфизованных

карбонатных породах присутствуют

лишь флогопиты, обычно богатые MgO (максимальное содержа-

262

Интерпретация

геохимических

данных

Химический состав основных

представителей

семейства слюд

приведен в табл. 7.17.

Таблица

7.17

Химический состав основных представителей слюд [12], %

(мае.)

Глава 7. Использование геохимических

днных

при

изучении

породобраэующих

минералов

263

Компо-

нент

SiO

TiO

Сг

FeO

МпО

MgO

CaO

H?O"

Слюды

муско-

вит

45,87

38,69

0,10

0,64

10,08

4,67

100,0

пара-

гонит

56,67

39,02

2,01

6,37

1,36

4,91

100,34

марга-

рит

29,78

50,94

1,13

0,66

10,21

2,21

0,50

4,77

10,2

флого-

пит

41,18

0,39

12,52

0,30

0,04

27,32

0,88

11,93

1,06

6,74

100,1

фуксит

45,97

31,67

2,56

4,81

0,53

0,31

0,15

1,03

9,07

3,48

0,51

100,1

Биотит из

пери-

дотита

34,96

3,99

15,29

2,90

18,30

0,39

10,42

1,11

0,41

7,99

3,07

0,41

1,17

100,2

диори-

та

38.22

2,96

14,71

3,83

13,44

0,52

13,45

1,46

0.50

7,90

1,89

0,60

99,56

грани-

та

37,17

3,14

14,60

3,75

—

26,85

0.06

4,23

0,17

0,15

8,25

1,35

0,85

100,2

гнейса

37,35

1,71

20,31

2,80

—

12,89

0,04

13,27

0,06

1,25

7,81

2,95

0,31

0,06

99,87

7.6.1.

Триоктаэдрические

слюды

Группа флогопита-биотита (триоктаэдрические слюды).

Труд-

но назвать какой-либо вид горных пород, в которых бы не

встре-

чались железо-магниевые слюды. В этих слюдах развит

изомор-

физм двух типов:

изовалентный

(Fe

Mg;

Mn;

<->

AI; К

<-»

Na и т.п.) и гетер о

валентный

(3(Fe,Mg)

<->

2AI

или

же 4А1 о 3Si). Наиболее распространенный в триоктаэдрических

слюдах изоморфизм

Mg и

<->

(Mg,Fe) -

обусловлен,

смесимостью четырех главных миналов: сидерофиллит —

K,Fe

(OH)

;

истонит -

(OH)

;

аннит -

K^Al^CyOH),;

флогопит

<OH)

Кристаллохимическую

формулу теоретического биотита Е

системе

FeO-MgO-Al^-SiO^O-HjO

принято записывать

следующем

виде:

(Fe,Mg)

5+0>

_,Si

5+a5

(OH,F)

где

изме

няется от 0 до 2. Обычно к биотитам относятся те члены серии, в

которых отношение

Mg/Fe

Биотит, формирующийся в широком диапазоне химически>

и термодинамических

условий,

в природе распространен доста-

точно широко. Он входит в состав разнообразных гнейсов и крис-

таллических сланцев, магматических пород кислого и среднего

состава, а также метасоматических образований, является состав-

ной частью контактовых роговиков, продукт термального мета-

морфизма, присутствует в эффузивах, где может находиться в виде

вкрапленников. В вулканических породах он обычно сильно резор-

бирован.

Флогопит встречается преимущественно в метаморфизиро-

ванных

карбонатных породах — мраморах и

кальцифирах,

а среди

магматических пород характерен для ультрабазитов, особенно для

кимберлитов и пикроильменитов. Он обнаруживается также в ла-

вах, где встречается как во вкрапленниках, так и в основной мас-

се. Флогопит часто образуется в результате магниевого метасома-

тоза в жильных и других метасоматических породах.

Средние составы биотитов

фациальных

серий разных типов

метаморфизма приведены в табл.

7.18.

Для определения зависимости элементного состава биоти-

тов от условий образования важным является содержание и по-

Таблица

7.18

Средний состав

мае.)

некоторых биотитов фациальных серий разных

типов

метаморфизма

[6]

Параметр

SiO

ТЮ

А1

Ре

FeO

МпО

МдО

СаО

О*

Умеренные давления

В.т.

(54)

36,93

5,22

17,38

1,30

14,30

11,81

0,61

0,29

8,54

3,25

0,45

42,3

40,5

0,10

0,47

С.т. (15)

36,08

2,23

18,80

2,81

14,99

0,09

11,24

0,38

0,44

8,50

4,28

0,20

50,8

42,8

0,10

0,22

Н.Т.

(5)

35,42

2,00

18,00

4,53

19,20

0,15

7,80

0,22

0,14

7,86

5,30

0,20

62,6

56,6

0,17

0,34

Низкие давления

В.т. (28)

35,64

3,51

17,32

2,13

16,82

0,06

11,12

0,63

0,16

9,35

3,22

0,38

48,6

0,05

0,38

С.Т.

(7)

35,25

1,95

19,68

2,72

17,13

0,07

9,96

0,76

0,32

8,19

4,38

0,23

50,6

0,10

0,23

Н.Т.

(11)

35,71

1,80

19,44

2,97

17,68

0,10

8,92

0,59

0,34

8,04

4,45

0,37

56,4

0,09

Примечание.

В.т.,

С.т.,

Н.т. —

высоко-,

средне-,

низкотемпературные

соотвественно.

264

Интерпретация

геохимических

днных

ведение алюминия, как суммарного, так и

тетраэдрического

и октаэдрического

Многочисленными исследователями была

показана зависимость содержания общего алюминия в биотитах

от состава вмещающих пород: биотиты из пород, бедных глино-

земом, имеют и наиболее низкие содержания этого компонента.

Изучение поведения тетраэдрического и октаэдрического

алюминия раздельно привело к появлению трех точек зрения:

1) количество тетраэдрического алюминия увеличивается с воз-

растанием температуры метаморфизма; 2) содержание тетраэд-

рического алюминия уменьшается с ростом температуры; 3) ко-

личество тетраэдрического алюминия практически не зависит от

температуры. Проведенная на обширном материале с использова-

нием математических методов проверка как будто показала спра-

ведливость третьей точки зрения. Тенденция снижения количе-

ства тетраэдрического алюминия с ростом температуры метамор-

физма проявляется лишь в биотитах некоторых групп пород, и то

весьма незначительно.

Соотношение

Si/Al

—

было использовано для выявле-

ния химических различий между тремя группами биотитов — маг-

матическими, метаморфическими и биотитами из контактово-

реакционной зоны вокруг массива гранитоидов герцинского воз-

раста в

Саламанке,

Испания [94]. Реликтовые метаморфические

биотиты были диагностированы по их более высокому значению

и более низкому отношению

Si/Al

Общая глиноземистость разными авторами выражается раз-

личными коэффициентами:

(А1

)/(FeO

+ MgO + MnO)

[79] или

(АГ

)/(Mg

Ti +

АГ

)

[3], но

кривые распределения их в обоих случаях показывают существо-

вание значительных областей перекрытия полей биотитов разных

фаций, хотя тенденция сокращения общей

глиноземистости

био-

титов с возрастанием степени метаморфизма проявляется. Наибо-

лее высокая глиноземистость характерна для биотитов контакто-

вых роговиков.

Для биотитов гранитоидов [39] была установлена зависимость

глиноземистости биотита от щелочности породы, что позволило

использовать состав биотитов для выделения шести групп грани-

тов разной щелочности.

Что же касается метаморфических биотитов, то такой зави-

симости их глиноземистости от щелочности пород не устанавли-

вается, что, вероятно, связано с отсутствием широких вариаций

щелочности в метаморфических породах.

Глава 7. Использование геохимических днных при изучении

породобразующих

минералов

265

Химический состав биотитов может быть использован и для

разделения по фациям метаморфизма. Например, биотиты грану-

лированной фации характеризуются более высокими содержани-

ями титана, магния и более низким отношением тетраэдрическо-

го алюминия к октаэдрическому. Существование небольшой об-

ласти перекрытия полей

двух

фаций связано с присутствием в

разной степени

диафторированных

биотитов.

Многие авторы отмечают уменьшение железистости биоти-

тов с возрастанием степени метаморфизма. Если рассматривать

железистость биотита внутри одного метаморфического комплек-

са, то всегда наблюдается ее закономерное изменение в опреде-

ленных сериях пород.

Из всех породообразующих минералов биотит наиболее бо-

гат элементами-примесями, что объясняется как особенностью

его кристаллической структуры, так и нахождением его в породах

широкого спектра составов и генезиса.

Для биотитов основных кристаллических сланцев характер-

ны повышенные концентрации кобальта (до 250 г/т), никеля (до

1700 г/т), хрома (до 3000 г/т) и пониженные марганца, цирко-

ния, ниобия и иттрия. Не исключено, что по аналогии с пироксе-

нами и амфиболами высокие содержания никеля и кобальта в

биотите позволяют предполагать первоначально магматическую

природу

заключающей его породы, тем более что биотит часто

замещает

пироксены

и амфиболы, от которых наследует повы-

шенные концентрации этих элементов. Однако для биотита это

только предположение и требует специального исследования.

Биотиты кристаллических сланцев различаются по фациям

(табл.

7.19).

гранулитовых

биотитах повышается содержание ва-

надия (до 14000 г/т), бария (до 1,5 % ВаО) и титана (до 6 %

ТЮ

);

в то же время в биотитах амфиболитовой фации всегда

выше содержание марганца (до 0,30 % MnO),

(до 270 г/т) и

Си

(до

300

г/т).

В биотитах гнейсов концентрации кобальта, никеля и хрома

высоки и близки к концентрациям этих элементов в

сланцах

(см.

табл. 7.19). Очевидно, часть гнейсов представляет собой гранити-

зированные

кристаллические сланцы основного состава, биотит

которых наследует эти элементы от исходной породы, а после-

дняя во многих случаях является первично-магматической. В

био-

титах гнейсов гранулитовой фации повышаются содержания ва-

надия, титана и ниобия, а в биотитах амфиболитовой фации выше

концентрации марганца, скандия и меди.

266

Интерпретация

геохимических

данных

Таблица

7.19

Содержания малых элементов в биотитах кристаллических сланцев

основного состава и гнейсов, г/т

Компонент

Со

Сг

МпО,

ТЮ

ВаО,

Гнейсы

амфиболитовая

фация (42)

217

313

410

0,07

2,65

0,22

1,6

2,5

3,2

2,0

2,8

1,4

2,0

1,8

1,5

1,3

1,6

3,2

гранул

итовая

фация (72)

269

542

744

0,02

4,05

110

0,26

1,5

2,1

2,3

1,8

2,1

1,4

2,2

1,9

1,5

1,8

2,6

Кристаллические сланцы

амфиболитовая

фация (16)

287

427

374

0,07

1,56

0,26

1,8

2,9

3,2

2,2

2,7

1,6

1,9

2,3

1,4

1,9

4,0

гранулитовая

фация (21)

285

430

559

0,03

3,40

0,35

1,4

2,7

2,6

1,8

2,9

1,6

2,2

2,1

1,4

1,5

1,8

2,6

Примечание.

1—

среднее

содержание, 2

скобках — число определений.

стандартный множитель; в

Что же касается биотитов гранитоидов, то по содержанию

хрома, никеля, ванадия, титана и марганца они близки биотитам

гранулитовой фации

метасоматических

гранитоидов и жильного

материала мигматитов

(табл.

7.20). Сопоставление по фациям по-

казывает,

что в биотитах амфиболитовой фации (жильный мате-

риал) всегда выше содержание марганца (до 0,40 % МпО), скан-

дия (до 80 г/т) и меди (150 г/т).

В биотитах интрузивных гранитоидов (гранулитовая фация)

сравнительно с биотитами из гранитов более низкотемператур-

ных уровней и жильного материала мигматитов выше количества

титана и бария, что подтверждает относительно более высокие

температуры их кристаллизации.

По содержанию малых элементов почти все флогопиты маг-

незиально-глиноземистых

пород близки (табл. 7.21). В отличие от

биотитов, характерно отсутствие кобальта, крайне низкое содер-

жание никеля, хрома, ванадия,

марганца,

титана, скандия, итт-

рия и меди. Лишь по количеству ниобия и частично циркония

Глава 7.

Использование

геохимических

данных

при

изучении

породообразующих минералов 267

Таблица 7.20

Содержания малых элементов в биотитах гранитоидов

генетических типов амфиболитовой и гранулитовой

Ком-

по-

нент

Алданский комплекс

жильный материал

мигматита

амфибо-

литовая

фация

(12)

Со 63

Ni 119

Сг

168

V 363

МпО

0,15

ТЮ

2,57

ВаО

0,22

Sc 41

у 37

'Nb

143

Cu 35

2,2

1,9

1,3

1.4

1,6

1,4

2,1

2,6

1,5

1,4

1.4

3,0

гранули-

товая

фация

(15)

214

310

430

0,04

3,02

0,26

118

1,6

2,2

1,9

2,0

1,7

2,0

2,1

2,6

1,4

1,2

2,6

метасома-

тические

граниты

гранули-

товая

фация

(11)

320

426

514

0,02

3,09

0,16

112

различных

фаций, г/т [29]

Разные комплексы (суммарно)

жильный материал

мигматита

амфибо-

литовая

фация

(12)

1,4 63

2,7 119

2,3 168

363

1,5

0,15

1,5

2,57

1,9

0,22

2,4 95

1,8 41

1,4 37

2,0 143

2,5 35

2,2

1,9

1,3

1,6

1,4

2,1

2,6

1,5

1,4

1.4

3,0

гранули-

товая

фация

(25)

229

364

518

.0,03

3,54

0,28

123

.16

1,6

2,0

2,2

1,9

2,4

1,6

2,0

2,4

2,1

1,6

1,2

2,7

метасома-

тические

граниты

гранули-

товая

фация

(15)

275

368

449

0,03

3,35

0,16

102

1,4

2,7

2,5

1,6

1,5

1,9

2,5

1,8

1,4

1,8

2,5

интрузив-

ные

гранули-

товая

фация (18)

гт~

102

191

136

501

0,04

4,84

0,37

1,8

1,7

2,3

2,0

1,2

1,4

2,1

1,6

1,3

2,6

Примечание.

1— среднее

содержание,

2 — стандартный множитель; в

скобках — число определений; содержания МпО,

"ПО,

и ВаО даны в процентах.

флогопиты сближаются с биотитами. Такая геохимическая карти-

на как бы подчеркивает

метасоматическую

природу минерала в

этих породах.

Распределение малых элементов в биотитах схематически

может быть показано в виде таких рядов концентрации: для био-

титов из пород основного состава — Ti > Ва > V, Mn > Ni > Nb >

> Со >

> Cu > Sc; для биотитов из пород кислого состава —

Ti > Ва >

Сг

> V > Ni > Mn > Nb > Zr > Co > Sc > Cu. Bo

флогопитах малые элементы распределяются следующим образом:

Ti > Ni > Zr > Nb > Mn > V > Sc > Ga > Cu.

268

Интерпретации

геохимических

данных

Таблица 7.21

Отношение содержаний

малых

элементов в биотитах пород разного

состава, генезиса н степени метаморфизма [29]

Тип породы

Кристалличес-

кие сланцы

основного

состава (35)

Магнезиаль-

но-глинозе-

мистые

породы (10)

Гнейсы (96)

Кварцевые

метасома-

титы

(7)

Фемические

метасома-

титы

(3)

Мета

сом

эти-

ческие

граниты

(19)

Жильный

материал

мигматитов

(37)

Интрузивные

граниты (20)

Пегматиты (6)

Фация

Cr/Ni

0.80-3.00

(1,56)

0,52-4.37

(1,80)

0.57-1,80

(1,22)

1,40-2.46

(1,74)

0.18-5.00

(1,71)

0,27-5,55

(2,25)

1.31-8.75

(4,43)

8,0-13,25

(10,78)

0.43-1

.40

(1,00)

0,63-3,14

(2,45)

0.78-2.28

(1,35)

0,32-4,35

(1,85)

0,91-0.94

(0,93)

0.26-3,33

(1,00)

0.21-1.28

(0,50)

Mn/Ti

0.01-0.17

(0,06)

0,002-0,04

(0,01)

0.01-0.06

(0,03)

0,001-0,01

(0,002)

0,004-0,25

(0,05)

0.002-0,04

(0,01)

0,004-0.01

(0,005)

(0,02)

0,02-0.06

(0,04)

0,003-0,02

(0,01)

0.02-0.27

(0,07)

0,002-0.60

(0,02)

0,02-0,07

(0,04)

0,002-0,03

(0,01)

0.03-0.05

(0,04)

Ш!

0,01-0.13

(0,04)

0,005-0,06

(0,03)

0,01-0.03

(0,02)

0,01-0,02

(0,02)

0,005-0.10

(0,03)

0,01-0,08

(0,03)

0,01-0.02

(0,015)

0,01-0,04

(0,02)

0,006-0.01

(0,01)

0.01-0.05

(0,02)

0,01-0.04

(0,02)

0.01-0.07

(0,03)

0,003-0,02

(0,01)

0,006-0,05

(0,02)

0,01-0,07

(0,03)

ВаО/ТЮг

0,08-0.37

(0,17)

0.06-0.22

(0,12)

Ва не

опр.

0.03-0.17

(0,08)

0,03-0.16

(0,07)

0,03-0.09

(0,06)

0.17-0,34

(0,24)

0,01-0.05

(0,03)

0,02-0,14

(0,06)

0.03-0.15

(0,08)

0,04-0.25

(0,09)

0.02-0,13

(0,06)

0,06-0,13

(0,08)

0.04-0,23

(0,12)

SC/Y

0,40-3,00

(1,14)

0,51-1,62

(1,02)

0.91-3.33

(2,15)

0.50-2,57

(1,28)

0,35-2.96

(1,30)

0.34-2.33

(0,96)

Y не

опр.

Y не

опр.

0,78-1,08

(0,92)

0.44-0.53

(0,47)

0.71-1.83

(1,21)

0.38-2,00

(0,98)

Y не

опр.

1.14-1.86

(1,52)

Примечание.

А — амфиболитовая фация, Г — гранулитовая фация; в скобках:

в боковике табл. — число проб; в

знаменателе

— среднее

содержание.

Глава 7. Использование геохимических данных при

изучении

породообразующих

минералов 269

7.6.2.

Диоктаэдрические

слюды

Образование мусковита в природе связано с метаморфически-

ми, магматическими и постмагматическими процессами. В качестве

одного из главных породообразующих минералов он присутствует в

метаморфических породах низких и средних ступеней метаморфиз-

ма, в околорудных метасоматитах многих рудных и метасоматичес-

ких формаций, в слюдоносных пегматитах. Широко распространен

он также в гранитоидах и связанных с ними пегматитах, в разнооб-

разных постмагматических и гидротермальных жилах.

Для метаморфических пород присутствие мусковита указы-

вает (хотя и приближенно) на определенные

/*-Г-фации

мета-

морфизма. В

гранитоидных

породах мусковит служит индикатором

фаций

глубинности и степени

водонасыщенности

гранитной

маг-

мы. Для околорудных

метасоматитов

и жил выполнения присут-

ствие или отсутствие мусковита зависит не столько от температу-

ры, сколько от активности калия и рН растворов. По этим пара-

метрам условия образования

мусковитсодержащих

пород соответ-

ствует некоторому промежуточному интервалу, так как при мак-

симальной кислотности мусковит сменяется андалузитом, пиро-

филлитом или каолинитом (в зависимости от температуры), а при

повышенной щелочности — полевыми шпатами.

Если слюды группы биотита характеризуют довольно отчет-

ливо особенности химизма

магматогенных

процессов минерало-

образования (см. выше), то диоктаэдрические слюды несут бога-

тую информацию о постмагматических процессах и метаморфо-

генном

минералообразовании.

Так, В. И. Павлишин [46] пишет: «Слюды — наиболее изо-

морфноемкие минералы земной коры, поэтому в их

типоморфиз-

ме первое место занимает химический состав: а) изоморфные за-

мещения в тетраэдрическом слое, приводящие к образованию

алюмосиликатных,

силикатных

(тетрасиликатных)

и феррисили-

катных

слюд, отражают прежде всего геохимические условия ми-

нералообразующей среды — содержание (активность) и соотно-

шение

Si/Al,Fe

;

б) изоморфизм катионов в октаэдрах и сопря-

женные с ними замещения в тетраэдрах — индикаторы разнооб-

разных генетических параметров (состава, глубины зарождения и

степени дифференциации расплавов, тектонического положения,

интенсивности и характера метасоматического преобразования

гранитов; постмагматической истории пегматитов, щелочности —

кислотности, Т, Л Eh; в) состав анионного окружения октаэд-

270

Интерпретация геохимических данных

ров —

типоморфный

признак состава, содержания летучих ком-

понентов и тектонического режима».

Многочисленными наблюдениями в природе

установлено

;

что в большинстве случаев мусковит является более поздним, чем

биотит, минералом. В гранитоидах, в пегматитах, в грейзенах отчет-

ливо прослеживаются процессы замещения ранних, железистых

слюд более поздними — глиноземистыми. Минимальное давление

для

кристаллизации

первичного магматического мусковита оце-

нивается примерно в 3 кбар. Однако отличить «первичный» мус-

ковит от «вторичного» очень трудно. Считается, что

«первичный»

мусковит богаче титаном, натрием и алюминием и беднее магни-

ем и кремнием. Примеси повышают поле устойчивости, поэтому

он может кристаллизоваться из магмы на глубинах < 10 км. Но

это замещение означает весьма

существенное

перераспределение

минерального вещества. Это видно из сопоставления усредненных

составов биотита и мусковита гранитных пегматитов (табл. 7.22).

Из приведенных данных следует, что превращение биотита в

мусковит сопровождается высвобождением огромных

количеств

оксидов (Fe, Mg,

Mn,

Ti, Ca) и поглощением значительных ко-

личеств кремнезема, глинозема, щелочей и воды. Перераспреде-

ляются при этом, конечно, и редкие рассеянные элементы, вхо-

дящие в состав слюд.

Таблица 7.22

Средний состав биотита и

мусковита

из гранитных пегматитов, %

(мае.)

Оксид

Si0

А1

Ре

Оз

Fed

МпО

Мд

СаО

ТЮ

Сумма

Биотит (51)

36,46

17,15

8,17

14,46

0,56

8,70

0,98

0,91

8,23

2,87

1,25

0,18

99,92

Мусковит (37)

44,95

33.51

1,76

0,64

0,05

0,81

0,37

1,32

10,47

5,30

0,41

0,13

99,72

Примечание.

В скобках — число

анализов.

Глава 7.

Использование

геохимических данных при

изучении

породообразующих минералов 271

Поскольку состав мусковитов в отношении главных компо-

нентов

Si'

Mg, F, Na, четко зависит от ряда

параметров среды

минералообразования

(Т, Р, рН, Eh, активно-

сти

Н.,0,

F, щелочей), вариации состава могут быть использова-

ны как индикаторные признаки для распознавания мусковитов

различного генезиса (магматического, метаморфического, пост-

магматического), с одной стороны, а с другой - позволяют раз-

личать условия протекания того или иного процесса, проявления

пространственной зональности, стадийности и др.

Для слюд различного генезиса по обобщению И. И. Куприя-

новой выявлено следующее:

Состав слюд зависит в значительной степени от давления и

особенно от температуры, в меньшей степени от состава вмеща-

ющих пород.

2. Мусковит из гранитов по составу в целом отличается от

мусковитов из метаморфических пород и лишь частично перекры-

вается

с мусковитами из наиболее высокотемпературных фаций

сравнительно низкого давления, что вполне соответствует усло-

виям их образования. Мусковиты из пегматитов занимают проме-

жуточное значение между полями состава мусковитов из грани-

тов и метаморфических пород. В целом

диоктаэдрические

слюды

из метаморфических пород имеют более широкие колебания со-

става, что следует из более широких вариаций состава вмещаю-

щих пород и Р-

Т-условий

их кристаллизации. Каждая фация ха-

рактеризуется

специфическим

составом мусковитов.

3. С возрастанием степени метаморфизма в слюдах убывает

содержание фенгитовой составляющей, и их состав приближает-

ся к теоретическому составу мусковита, что соответствует экспе-

риментальным данным Б. Вельде, свидетельствующим о значи-

тельно большей устойчивости мусковита при высоких температу-

рах, чем фенгита. Большая устойчивость фенгита в высокобари-

ческих условиях связана с тем, что он имеет более высокую плот-

ность и более плоскую по сравнению с мусковитом решетку.

4. С повышением температуры весьма ощутимо уменьшается

содержание кремния, и соответственно, отношение

Si/Al

что

характерно и для других минералов (плагиоклазов, амфиболов,

пироксенов, хлоритов, биотитов).

5. В мусковитах метаморфических пород наблюдается возрас-

тание содержания натрия с повышением температуры до кианит-

альмандин-мусковитовой

субфации, а затем при дальнейшем по-

вышении температуры оно резко понижается на коротком интер-

272

Интерпретация

геохимических данных

вале, где еще устойчив мусковит, с образованием четкого переги-

ба. Такой же перегиб отмечается X. Юстером и X. Йодером на

фазовой диаграмме. На этой диаграмме по мере роста температу-

ры содержание натрия возрастает в мусковите, ассоциирующем с

парагонитом, а затем на коротком интервале, где мусковит нахо-

дится в ассоциации с полевыми шпатами, убывает. При 100

МПа

предел твердофазной растворимости парагонита в мусковите при

500

"С

- 15

при

600

- 25

96,

при

650

°С

- 18

96.

6. Вариации состава мусковитов из различных типов гранито-

идов дают большую генетическую информацию.

7. При развитии постмагматических процессов основными фак-

торами

минералообразования

(в

отличие от метаморфических) яв-

ляются вариации рН, активности летучих и других компонентов, а

не Р и Т. Показано, что: а) в некоторых вольфрамовых месторожде-

ниях содержание фенгитового компонента в мусковитах увеличива-

ется пропорционально химической активности летучих; б) в оло-

воносных гнейсах Чешско-Моравских высот ассоциация мусковит

+ биотит в присутствии калиевого полевого шпата сменяется фен-

гитом в условиях повышенных

и активности фтора.

8. В грейзеновом процессе с понижением температуры обра-

зования в составе мусковитов намечается отчетливое

уменьшение

содержания элементов Si, Fe, Mg, Li и Na.

Размещение слюд различного состава подчиняется

зональ-

ному размещению по вертикали последовательных минеральных

ассоциаций, поэтому уменьшение железистости диоктаэдричес-

ких слюд от ранних ассоциаций к более поздним может быть ис-

пользовано для определения эрозионного среза месторождения

или рудного тела. В случае прямой вертикальной зональности же-

лезистость слюд от нижних горизонтов к верхним уменьшается, а

в случае обратной зональности — увеличивается.

9. В более низкотемпературных месторождениях березитовой

метасоматической формации, в отличие от

грейзенов,

отмечается

обратная закономерность. В слюдах этого типа месторождений снова

возрастает содержание

фенгитовой

составляющей по сравнению

с высокотемпературными

грейзеновыми

слюдами.

В результате волнообразного изменения кислотности пост-

магматических растворов на фоне постепенного снижения темпе-

ратуры количество примесей железа и магния в мусковитах изме-

няется также волнообразно при минимальном их количестве в

мусковитах стадии позднего отложения и последующем повыше-

нии содержания в

постгрейзеновых

месторождениях.

Глава 7. Использование

геохимических

данных при

изучении

породообразующих

минералов

273

В слюдах группы мусковита обычно содержится значительное

количество элементов-примесей с широкими вариациями содержа-

ний (табл. 7.23). Минимальные содержания почти всех элементов-

примесей наблюдаются в

двухслюдяных

гранитоидах

и керамичес-

ких пегматитах, а их максимальные концентрации — в апогранитах

редко

металл

ьных

пегматитах. Во всех других образованиях элемен-

ты-примеси (за исключением цезия) в мусковитах рассеиваются

более или менее равномерно. Следует отметить уменьшение содер-

жания цезия в

грейзенах

и гидротермальных образованиях.

Таблица 7.23

Вариации

и среднее содержание элементов-примесей в мусковитах разного

генезиса

[1],

Эле-

мен-

ты

Та

Граниты

двуслю-

дяные

520-8300

1614(12)

5^00

167(12}

230-4500

1168(22)

9-231

107(31)

2-49

17(31)

19-600

175(24)

муско-

витовые

алогра-

н итовые

1480-6100546-8190

2014 (20)

50-400

167(12)

73-4500

1164(14)

60-250

132(12)

6-46

22(11)

10-50

28(10)

4274 (38)

л.

-564

218(33)

497-6348

2189(48)

60-281

109(16)

8^3

19(16)

Грейзены

слюдяные

220-4730

2369 (14)

0-376

76(14)

70-2530

823(17)

8-38

16(10)

кварц-

слюдяные

1640-3460

2310(17)

22-80

39(15)

151-1890

505(17)

3-36

14(16)

Пегматиты

керами-

ческие и

слюдяные

45-3460

1903(367)

0-1770

118(200)

0-1075

142(344)

10-520

(45)

0-140

18(44)

1-800

(84)

1-30

5(195)

редкоме-

талльные

402-25840

3935(159)

12-25840

3935(159)

23-6780

992(163)

36-708

245(137)

8-295

58(139)

40-1700

489

(66)

14-60

31 (19)

Примечание.

Числитель — вариация содержаний; знаменатель —

среднее

содержание; в скобках — число анализов; прочерк означает отсутствие выборки.

Содержащиеся в слюдах группы мусковита элементы-приме-

си образуют ряды концентраций с некоторыми изменениями в

зависимости от генетического типа. Схематично их можно пред-

ставить так: для грейзенов

—

Rb > Li > Cs > Be; для гранитов —

Rb > Li > Cs > Sn > Nb > Be > Та; для пегматитов — Rb > Cs >

> Li > Sn > Nb > Та > Be; для гидротермальных образований —

Rb > Li > Sn > Cs > Be > Nb.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

Барабанов В. Ф. Геохимия.

—Л.:

Недра, 1985.

—423

с.

Бурлин

Ю.

К.,

Конюхов А.

И.,

Карнюшина

Е. Е. Литология нефтегазо-

носных

толщ.

—

М.:

Недра,

1991.

— 286 с.

Великославинский

Д. А. Влияние состава вмещающих пород и специ-

фических особенностей метаморфизма на состав

пиральспитовых

гранатов // Региональный метаморфизм докембрийских формаций

СССР. -

Л.:

Наука, 1965. С. 21-32.

4. Великославинский Д. А. Изменение соотношений в группе катионов

шестерной координации в биотитах при региональном метаморфизме

// Региональный метаморфизм докембрийских формаций СССР. —

Л.:

Наука, 1965. С. 47-60.

5. Великославинский Д. А. Проблема гранитов рапакиви. —

М.:

Наука.

1995.

с.

Великославинский

Д..

А. Сравнительная характеристика регионального ме-

таморфизма умеренных и низких

давлений.—Л.:

Наука,

1972.—

189с.

7. Великославинский Д. А. Химический состав биотитов как показатель

степени и типа регионального метаморфизма // Доклады сов. Геол.

На XXIII сессии

МГК.

Геология докембрия. —

М.:

Наука,

1968.

С.

218-228.

8. Вернадский В. И. Избранные сочинения. Т. 1. —

М.:

Издание АН

СССР. 1954.

9. Виноградов А. П. Среднее содержание химических элементов в глав-

ных типах изверженных горных пород // Геохимия. 1962. № 7.

10.

Гаррелс Р.,

Маккенэи

Ф, Эволюция осадочных пород. —

М.:

Мир, 1974.

270

с.

11.

Даминова

А. М. Петрография магматических горных пород. —

М.:

Наука,

1967.

-232с.

12. Дир У.

А.,

Хауи Р.

А.,

ЗусманДж.

Породообразующие минералы: В 5 т,

-М.:

Мир, 1965-1966. Т. 1. 1965. -

372

с.;

Т. 2. 1965. -

406

с.;

Т. 3. 1966.

-318

с.;

Т.

1966.-482

с.;

Т. 5.

1966.-408с.

13.

Добрецов

Н.

Л.,

Кирдяшкин

А, Г, Глубинная геодинамика. — Новоси-

бирск: Книжное изд-во, 1994. — 229 с.

14. Добрецов Н.

Л.,

Ревердатто

В.

В.,

Соболев В. С. и др. Фации мета-

морфизма. —

М.:

Наука, 1971. — 432 с.

15.

Доморацкий

Н. А. Определение первичной природы метаморфичес-

ких пород по содержанию в них инертных компонентов // Петро-

графические формации и проблемы петрогенезиса. —

М.:

Наука.

1964.

С. 166-179.

16. Елькин Ю. А. Применение многомерного кластерного анализа для

выявления геохимических особенностей некоторых типов пород

фея Башкирского

мегантиклинория

// Геохимия осадочных форма-

ций Урала. — Свердловск: изд.

УНЦ,

1987.

C.115-121.

17.

Ефремова С. В.,

Стафеев

К. Г. Петрохимические методы исследова-

ния горных пород. Справочное пособие. —

М.:

Недра,

1985.

— 512 с.

Библиографический список

275

18.

Заварицкий А. Н. Пересчет химических анализов изверженных пород

и определение химических типов их. —

М.:

Госгеолтехиздат, 1960.

19.

Иванов А. В., Рассказов С. В.,

Брандт

С. Б. и др. Хронология поздне-

палеозойских

и мезозойских событий на хребте Удокан:

Аг/

Аг

датирование первичных и наложенных минералов интрузивных по-

род//

Геология и геофизика. 2000. Т.

41.

№ 5. С.

686—695.

20.

Кепежинскас

К. Б.

влияние

давления на состав гранатов

среднетем-

пературных

метапелитов//ДАН

СССР. 1972. Т. 203. № 1. С. 196-199.

21.

Кепежинскас К. Б. Зависимость состава биотитов среднетемпера-

турных

метапелитов от

давления

// ДАН СССР. 1972. Т. 204. № 2.

С. 440-443.

22.

Кетрис

М. П.

Петрохимическая

характеристика

терригенных

пород

//Ежегодник-1974

Ин-та

геол.

Коми фил. АН СССР. -

М.:

ВИНИ-

ТИ.

1976.

С.

32-38

23. Коваленко В.

И.,

Ярмолюк

В. В., Ковач В. П. и др. Источники фане-

розойских гранитов

Центральной

Азии:

Sm-Nd

изотопные данные

// Геохимия. 1996. № 8. С. 699-712.

24.

Коржинскии

Д. С. Петрология Турьинских

скарновых

месторожде-

ний

меди//Труды

ИГН АН СССР. 1948. Вып. 68. № 10.

Ма.

Кориковский

С. П. Биотиты из пород

зеленосланцевой

и амфиболито-

вой

фаций

метаморфизма//ДАН

СССР. 1965. Т. 160. № 1. С. 189-192.

25. Кориковский С. П. Влияние некоторых внешних условий на состав и

парагенезисы

кальциевых амфиболов // Метасоматизм и другие воп-

росы физико-химической метрологии. —

М.:

Наука,

1968.

С.

138—164.

26. Кориковский С. П. Изменение состава

мусковит-фенгитовых

слюд при

метаморфизме // Очерки физико-химической петрологии. Вып. 3.

-М.:

Наука,

1973.

С. 71-95,

27. Котов А.

Б.,

Сальникова Е.

Б.,

Резницкий

Л. 3, и др. О возрасте мета-

морфизма Слюдянского кристаллического комплекса (Южное При-

байкалье): результаты

U-Pb

геохронологических исследований гра-

нитоидов // Петрология. 1976. Т. 5. № 4. С. 380-393.

28. Краткий справочник по

геохимии//".

В.

Войткевич,

А. Е.

Мирошни-

ков, А. С. Поваренных, В. Г. Прохоров. —

М.:

Недра, 1977. —

184

с.

Крылова М.

Д.,

Галибин

В.

А.,

Крылов Д. Н. Главные темноцветные мине-

ралы

высокометаморфизованныхкомплексов.

—Л.:

Недра, 1991. —

350с.

Ю. Крылова М. Д., Галибин В. А. Никель и хром в гиперстенах основных

и кислых пород

гранулитовых

комплексов // Геохимия. 1980. № 8.

С. 1174-1182.

31. Кузнецов Е. А. Краткий курс петрографии (магматических и мета-

морфических пород). —

М.:

Изд-во МГУ, 1970. — 326 с.

32.

Куприянова

И. И. Группа мусковита // Типоморфизм минералов. —

М.:

Недра, 1989. С.

299-313

33.

Летникова

Е.

Ф.,

Данилов Б- С. Применение

кластер-анализа

при

корреляции карбонатных толщ // Структурная и вещественная эво-

люция

Центрально-Азиатского

складчатого пояса. Иркутск: ИЗК СО

РАН,

1995.

С.

34-35.

276

Интерпретация

34. Лучицкая М. В.

Тоналит-трондьемитовый

магматизм

различных

динамических обстановок // Бюл. Моск.

общества,

испытателей п

роды. Отд. геол. 1996. Т. 71. Вып. 2. С. 3-22.

ри

35. Лыков А. В. Теория теплопроводности. —

М.:

Высшая школа

iQiu

600

с.

36. Мамырин Б.

А.,

Толстихин

И. Н. Изотопы гелия в природе

—

\я

Энергоиздат,

1981.

— 222 с.

37. Мансуров А. Н. Расчленение и корреляция карбонатных толщ

зднего докембрия-раннего докембрия с помощью кластерного ана

лиза//

Вестник Чит. политехнич. ин-та. 1995. № 2.

С.81—84

38. Маракушев А. А.

Общие

вопросы метаморфизма // Обзорные карты

и общие проблемы метаморфизма. — Новосибирск: Изд-во

ИГГ

1972.

Т.

С.

22-41.

39. Маракушев А.

А.,

Таранин И. А. О минералогических критериях щелоч-

ности

гранитоидов//

Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1965. № 3. С. 20-27.

40. Маслов А. В., Гареее Э.

3.,

Крупенин

М. Т. Осадочные последователь-

ности рифея типовой местности. Уфа: ГП «Принт», 1998. — 225 с.

41.

Мигдисов А.

А.,

Балашов Ю.

А.,

Шарков

И. В. и др. Распространенность

редкоземельных элементов в главных

литологических

типах пород оса-

дочного чехла Русской платформы

//Геохимия.

1994.

№ 6. С.

789—803.

42. Мигдисов А. А. О соотношении титана и алюминия в осадочных по-

родах // Геохимия I960. № 2. С.

149-163

43. Минералы: Справочник. —

М.:

Наука, 1981. Т. 3. Вып. 2. —

687с.

44. Неелов А. Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных

осадочных и вулканических пород, —

Л.:

Наука, 1980. —

100

с.

45. Овчинников Л. Н. Примерная геохимия. —

М.:

Недра, 1990.

—348с.

46. Павлишин В. И. Типоморфизм кварца, слюд и полевых шпатов в

эндогенных образованиях. — Киев: Наукова думка,

1983.

— 232 с.

47. Перельман А. И. Геохимия. —

М.:

Высшая школа, 1989. — 527 с.

48. Перчук Л.

Л.,

Рябчиков И. Д. Фазовое соответствие в минеральных

системах. —

М.:

Недра, 1976. — 287 с.

49.

Петтиджон

Ф.,

Поттер

П., Сивер Р. Пески и песчаники.

—

М-

Мир,

1976.-535с.

50. Предовский А. А. Геохимическая реконструкция первичного состава

метаморфизованных

вулканогенно-осадочных

образований докем-

брия.

—

Апатиты: Книжное издательство, 1970. —

115с.

51.

Предовский А. А. Реконструкция условия седиментогенеза и

пул*

низма раннего докембрия. —

Л.:

Наука,

1980.—

152с.

52. Розен О.

М.,

Журавлев Д.

3.,

Ляпунов С. М. Геохимические

исследо-

вания осадочных отложений

Тимано-Печерской

провинции. //

ведка и охрана недр. 1994. №

1.С.

18—21.

53. Ронов А.

Б.,

Хлебникова 3. В. Химический состав

важнейших

гене

ческих типов глин // Геохимия. 1957. № 6. С.

449—469.

ие

54. Ронов А.

Б.,

Ярошевскии А.

А.,

Мигдисов А. А. Химическое

стр°

земной коры и геохимический баланс главных элементов.

—

М-

ука,

1990.-

184с.

чиографический

список

277

55.

56-

57.

58.

59.

60.

61.

62.

63.

64/

65.

66.

67.

68.

69.

70.

71.

73.

74.

75.

Рублев А. Г. Об изотопном датировании осадочных пород // Стра-

тиграфия. Геологическая корреляция. 1998. Т. 6. № 3. С.

107—112.

РундквистД.

В.,

Ряховский

В.

М.,

Миронов Ю. В. идр.

Существует

ли

универсальный

Sr-Nd-Pb

изотопный индикатор нижнемантийных

плюмов?//Док.

РАН, 2000. Т. 370. № 2. С. 223-226.

Семихатов

М.

А.,

Овчинников Г. В.,

Горохов

И. М. и др. Изотопный

возраст границы среднего и верхнего рифея:

РЬ—РЬ-геохронология

карбонатных

породлахандинской

серии, Восточная

Сибирь//

РАН,

2000.

Т.

373.

№2.

С.

216-221.

Сизых А. И. Докембрий Бирюсинского метаморфического пояса. —

Иркутск: Изд-во Иркутского Ун-та,

1987.

— 240 с.

Сизых А.

И.,

Буланов В. А. Термометрия, барометрия, петрохимия

магматических и метаморфических пород, Иркутск: Изд-во Иркутс-

кого ун-та, 1991.

232с.

Скляров

Е. В.,

Мазукабзов

А.

М.,

Мельников А. И. Комплексы мета-

морфических ядер кордильерского типа. — Новосибирск: Изд-во СО

РАН, НИЦ ОИГГМ, 1997. - 182 с.

Слюдянский кристаллический

комплекс/

Под

ред. С. М. Замараева.

—

Новосибирск: Наука,

1981.

—

198

с.

Смирнова Н. П. Мусковит // Средние содержания

элементов-при-

месей в минералах. —

М.:

Недра, 1973. С.

173—178.

Соболев Н. В. Гранаты // Фации метаморфизма. —

М.:

Недра,

1970.

С. 328-340.

Соболев В.

С.,

Костюк

Е. А. Группа амфиболов // Фации метамор-

физма. -

М.:

Недра, 1970. С. 379-400.

Соболев В.

С.,

Соболев А. В. Основные законы изменения структур

минералов в зависимости от температуры, давления и состава //

Фации метаморфизма. —

М.:

Наука,

1970.

С.

178—180.

Справочник по литологии / Под ред, Н. Б. Вассоевича, В. Л Либро-

вича, Н. В. Логвиненко и др. —

М.:

Недра. 1983. — 509 с.

Таусон

Л. В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность

гранитоидов. —

М.:

Наука, 1977. — 280 с.

Таусон Л. В., Петрова 3.

И.,

Собаченко В. Н. и др. Геохимический

тип гранитов рапакиви

//АН

СССР. 1982. Т. 265. № 3. С.

721-726.

Тейлор

С. Р., Мак-Леннан С. М. Континентальная кора и ее состав и

эволюция. -

М.:

Мир, 1988. — 379 с.

Типоморфизм

минералов

/ Под ред. Л. В.

Чернышева,

—

М.:

Недра,

1989.

-560

с.

Трегер В. Е. Таблицы для оптического определения породообразую-

щих минералов. —

М.:

Недра, 1958. — 185 с.

Турекян К. К. Распространенность химических элементов в земной

коре. -

М.:

Мир, 1972. С. 7-15.

Удовкина Н. Г.

Эклогиты

СССР. -

М.:

Наука, 1985. - 285 с.

Ушакова В. Г. Биотиты метаморфических пород. —

М,:

Наука,

1971.

346

с.

Ферсман

А. Е. Избранные труды. Т.

1-5.-

М.:АН

СССР, 1952-1959.

278

Интерпретация

геохимических данных

76. Фор Г. Основы изотопной геологии Пер. с англ. —

М:

Мир, 1989. — 590 с.

77.

Чехович

П.

А.,

Живкович

А. Е. Редкоземельные элементы в пелаги-

ческих известняках как индикаторы

палеоте«тонической

обстанов-

ки (нижнесергеевский меланж, Средний Урал)

//ДАН

СССР.

1991.

Т.

316.

№3.

С.

693-697.

78.

Шуколюков

Ю. А. Продукты деления тяжелых элементов на Земле.

—

М.:

Энергоиздат, 1982. —

126

с.

79. Щербаков И. Б. О

глиноземистости

биотитов из метаморфических

пород//

Геол. журн.

1965.

№ 25. Вып. 1. С. 23-33.

80. . Юдович Я. Э.,

Дембовский

Б.

Я.,

Кетрис

М. П. Геохимические

при-

знаки переотложения кор выветривания в ордовикских отложениях

Печорского Урала //

Ежегодник-1976

Ин-та геол. Коми фил. АН

СССР. - Сыктывкар. 1977. С. 133-142.

81.

Юдович Я.

Э.,

Мерц

А. В., Кетрис М. П. Петрохимическая диагнос-

тика метааркозов и метариолитов в древних толщах Приполярного

Урала//Док.

РАН. 1996. Т.

351.

№ 3. С.

383-386.

82. Юдович Я.

Э.,

Пучков В.

Н.

Геохимическая диагностика глубоковод-

ных осадочных

пород//

Геохимия. 1980, № 3. С. 430-449.

83. Юдович Я. Э. Региональная геохимия осадочных толщ.

—Л.:

Наука.

1981.-276 с.

84.

Agrawal

S. Discrimination between

late-orogenic,

post-orogenic

and

anorogenic

granites by major element compositions // J. Geology.

1995.

103.

529-537.

85. Aliegre C.

J.,

Hatne/in

В., Provost

A.,

Dupre

B. Topology in isotopic

multispace

and origin of mantle chemical heterogeneities // Earth Planet.

Sci. Lett.

1987.

81.

P. 319-337.

86. Aliegre C.

J.,

Manhes

G.,

Gopel

C. The age of the Earth // Geochim.

Cosmochim. Acta. 1995, V. 59. № 8. P. 1445-1456.

87. Anderson J. L. Proterozoic anorogenic granite

plutonism

of North America

Medaris

L.G.,

Byers C.W.,

Michelson

D.M., Shanks W.C. (eds.)

Proterozoic geology: selected papers from an International Proterozoic

symposium. Geol.

Soc.

Am. Mem.

1983.

161.

P. 133-154.

88.

Arth

J. G.

Behaviour

of trase elements during magmatic processes

summary of

theoretical

models and their

applications//J.

Res. U.S. Geol.

Surv.

1976.

V. 4. P. 41-47.

89.

Arima

M.,

Опита

К.

The solubility of alumina in

enstatite

and the phase

equilibria

the

join

MgSiO

-MgA!

SiO

at 10-25

kbar//CMP.

1977.

V. 61.

№3.

251-265.

90. Armstrong R. L. Glacial erosion and the variable isotopic composition of

strontium in sea

water//

Nature

Phys.

Sci. 1971. V. 230. P. 132-133.

91. Audi

G.,

Bersillon

O.,

BlachotJ.,

e. a. The

NUBASE

evaluation

nuclear

and decay

properties//Nucl.

Phys.

1997.

V. A624. P. 1-124.

92. Bard J. P. Composition of

horblendes

formed during the

Hercynian

hrogressive

metamorphism

of the

Arocena

metamorphic belt SW Sham

//CMP.

1970. V.

28.

№2. P.

117-134.

93. Barker F.

Trondhjemite:

Definition, environment and hypotheses of origin

Библиографический список

279

// Barker (ed.)

Trondhjemites,

dacites and related rocks.

Elsevier,

Amsterdam. 1979. P. 1-12.

94.

Bea

Fern. Geochemistry of biotites in an assimilation process. An approach

to recognition of

metamorphic

biotites

from

magmatic

occurrence //

Krystalinikum.

1980.

№

15.

103-124.

95.

Bevins

R. E.,

Kokelaar

P.,

Dunkley

N. Petrology and geochemistry of

lower to

middef

Ordovican

igneous rocks in Wales: a volcanic arc to

marginal basin transition. // Proc.

Geol.

Ass. I9S4. V.95.

P.337-347.

96.

Bhatia

M. R. Plate tectonics and

geochemica!

composition of sandstones

//J.Geol.

1983.

91,

№6.

611-627.

97. Bhatia

R.,

Crook

A-

Trace element characteristics of

grauwackes

and tectonic setting discrimination of

sedemenary

basins //

Cjntrib.

Mineral

Petrol.

1986.

92. P.

181-193.

98.

Bowen

The evolution of the igneous rocks. Princeton Univ. Press,

1928.

99.

Boynton

W. V. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. //

Henderson P.

(ed.).

Rare earth element geochemistry. Elsevier,

1984.

63—114.

100.

Brand

U.,

VeizerJ.

Chemical

diagenesis

of a

multicomponent

carbonate

system. 1.

Trace

elements.

//J.

Sedem.

Petrol. 1980. V. 50. P.

1219-1236.

101.

Brandt

В.,

RasskazovS.

V.,

Brandt

S. e. a. The inverse problem

argon

diffusion from minerals:

Determination

of kinetic parameters from stepwise-

heating

experiments // Isotopes Environ. Health. Stud. 1997. V. 33. P. 399-409.

102. Brooks C., Hart S.

R.,

Wendt

/. Realistic use of two-error regression

treatments as applied to rubidium-strontium data // Rev.

Geophys.

Space

Phys.

1972.V.

10, P.

551-577.

103.

Brugmann

G. £., Arncit N. Т., Hoffmann A. W. e. a. Nobel metal

adundances

komatiite

suites from

Alexo,

Ontario and

Gorgona

Island, Colombia.

//Geochim.

Cosmochim

Acta.

1987.

V. 51. P.

2159-2169.

104.

Bucha

V.,

Neustupny

E. Changes in the

Earth's

magnetic field and

radiocarbon

dating//

Nature. 1967. V.

215.

P. 261-263.

105.

Cabanis

В.,

Lecolle

diagramme

La/10—Y/15—Nb/8:

outil

pour

la discrimination des series

volcaniques

et la

mise

en evidence des

processus

melange

et/oude

contamination

cnistale//C.

R. Acad. Sci. Ser.

II.

1989.

V. 309. P. 2023-2029.

106. Cameron

M.,

Collerson

K. D.,

Compston

W.,

Morton R. The statistical analysis

and

interpretation

of imperfectly-fitted Rb-Sr

isocrons

from

polymetamorphic

terrains

//Geochem.

Cosmochem.

Acta.

1981.

45. P.

1087-1097.

107. Castro

A.,

Moreno-Ventas

/.,

de la Rosa J.D. H-type (hybrid) granitoids: a

proposed revision of the

gran'ite-type

classification and nomenclature //

Earth-Sci.

Reviews.

1991.

31.

P. 237-253.

108.

Chappeil

W.,

WhtteA.J.

Two

contrasting

granite

types//

Pacif.

Geol.

1974.V.

8. P.

173-174.

109. Chappeil B.

W.,

White A- J. R. I- and S-type granites in the

Lachlan

Fold

Belt // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences.

1992.V.

83. P.

1-26.

110.

Chase C.G. Oceanic island Pb: Two-stage histories and mantle evolution

// Earth Planet. Sci. Lett.

1981.

V. 52. P. 277-284.