Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса: На примере Чупинского сегмента тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.04, кандидат геолого-минералогических наук Серебряков, Николай Станиславович

• Серебряков, Николай Станиславович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2004

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Серебряков, Николай Станиславович

Введение.

Глава 1. Проблема генезиса корундсодержащих пород.

Глава 2. Краткий обзор геологического строения района.

Глава 3. Петрографическое описание корундсодержащих пород.

3.1. Хитоостров.

3.2. Дядина гора.

3.3. Варацкое.

3.3.1. Корунд со держащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах.

3.3.2. Корунд содержащие породы в метабазитах.

3.4. Кулежма.

3.5. Высота 128.

3.5.1. Корунд содержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах.

3.5.2. Корундсодержащие породы в метабазитах.

3.6. Плотина.

3.7. Лягкомина.

3.8. Общие закономерности строения и размещения корундсодержащих пород.

3.8.1. Типизация корундсодержащих пород.

3.8.1.1. Корундсодержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (тип 1).

3.8.1.2. Корундсодержащие породы в метабазитах (тип 2).

3.8.2. Структурная позиция и относительный возраст.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Петрология корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса: На примере Чупинского сегмента»

Актуальность исследования

Генезис корундсодержащих пород в метаморфических комплексах недостаточно изучен. Исследование парагенезисов этих пород в чупинской толще Беломорского подвижного пояса, состава их минералов, физико-химических условий их образования и разработка модели их генезиса, а также установление их геологической (структурной и возрастной) позиции в районе представляется весьма актуальным. В них также обнаружены шпинель, сапфирин, кордиерит и другие минералы, парагенезисы с которыми являются индикаторными при реконструкции физико-химических условий петрогенезиса метаморфических комплексов.

Цели и задачи исследования

Целью данной работы являлось выяснение основных закономерностей формирования корундсодержащих пород чупинской толщи Беломорского подвижного пояса (на примере Чупинского сегмента). Для этого решались следующие задачи:

1. Установление геологического положения этих пород, включая выяснение их возрастной позиции в истории развития Беломорского пояса.

2. Систематическое изучение их минеральных парагенезисов, последовательности их образования и химического состава слагающих их минералов.

3. Определение РТ-параметров и разработка петрогенетической модели их формирования.

Фактический материал и методы исследования

Работа выполнена на основе материала полевых исследований автора в 1997-2003 годах в Северо-Западном Беломорье. Детально изучены четыре известных проявления корундсодержащих пород: Хитоостров, Дядина гора, Варацкое, Высота 128, а также три проявления, впервые найденные при участии автора: Кулежма, Плотина и Лягкомина. Составлены детальные геологические карты первых пяти проявлений в масштабе 1:500. Собрана и изучена коллекция из 400 образцов и 300 прозрачных шлифов. Обработано около 1000 микрозондовых анализов минералов, около 100 химических силикатных анализов пород (методы мокрой химии и рентгено-флуоресцентный) и около 30 количественных спектральных анализов редких и редкоземельных элементов (атомно-эмиссионный метод). Основой изучения минеральных ассоциаций корундсодержащих пород являлся парагенетической анализ минералов. РТ-параметры определялись методами геотермобарометрии (при помощи различных специализированных компьютерных программ).

Научная новизна работы

1. Впервые систематически охарактеризованы минеральные парагенезисы корундсодержащих пород чупинской толщи, составы слагающих их минералов и их геологическая позиция.

2. Впервые проведена типизация этих пород и выделены два основных их типа, приуроченных к разным вмещающим породам и резко отличающихся химическим и минеральным составами, составом минералов и текстурно-структурными особенностями: корунд содержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах и корундсодержащие породы в метабазитах. Установлено, что указанные типы генетически взаимосвязаны между собой;

3. По геологическим данным обоснован их позднесвекофеннский возраст;

4. Выявлена четкая зональность в корундсодержащих породах обоих типов;

5. Предложены конкретные минеральные реакции, в результате которых образовался корунд в каждом типе корундсодержащих пород чупинской толщи, причем реакция замещения кианита является основной для обоих типов;

6. Показан отчетливо неизохимический характер образования корундсодержащих пород (десиликация для обоих типов, определяющая роль Na и Са при образовании корундсодержащих пород в гнейсах и К и Mg - при образовании корундсодержащих пород в метабазитах);

7. Впервые описаны минералы, которые не были известны в районе исследования: натриевый малокремниевый жедрит в обоих типах (также первая находка в России) и кордиерит (в редком парагенезисе с доломитом) во втором типе. Установлено, что для корундсодержащих пород в метабазитах типоморфным минералом является хёгбомит;

Защищаемые положения

1. Исследованные корундсодержащие породы разделены на два типа, в зависимости от их приуроченности к породам разного литологического состава: корундсодержащие породы в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (1тип) и корундсодержащие породы в метабазитах (2тип).

2. Корунд в породах 1 типа образовался в результате замещения крупных кристаллов кианита при закономерной смене парагенезисов от вмещающих гнейсов к корундсодержащим породам.

3. Корунд в породах 2 типа образовался в результате разновременных реакций замещения кианита, сапфирина, шпинели и хёгбомита, причем замещение кианита происходит при закономерной смене парагенезисов от вмещающих метабазитов к корундсодержащим породам.

4. Образование корундсодержащих пород выделенных типов обусловлено десиликацией кианитовых плагиогнейсов и метабазитов, что связано со слабо щелочным метасоматизмом в условиях повышенных температур и давлений (600-700° С и 7-8 кбар). Породы 1 типа формировались при повышенной активности Na и Са, а породы 2 типа - при повышенной активности К и Mg.

Практическое значение

Результаты исследований могут быть использованы при выявлении метасоматических образований среди метаморфических пород, при реконструкции физико-химических условий петрогенезиса последних, а также при прогнозе и поиске драгоценных и коллекционных разновидностей корунда в метаморфических комплексах.

Публикации и апробация работы.

По результатам исследований по теме диссертации опубликовано 14 печатных работ. Сделаны доклады на IX научных чтениях памяти проф. И.Ф. Трусовой "Проблемы магматической и метаморфической петрологии" (Москва, МГГА, 1999), на Международном Симпозиуме, посвященном 100-летию академика Д.С. Коржинского (Москва, 1999), на II Всероссийском Петрографическом Совещании (Сыктывкар, 2000), на XI-XV Молодежных конференциях памяти К.О. Кратца (Петрозаводск, 2000, Санкт-Петербург, 2001, Апатиты, 2002, Петрозаводск, 2003, Санкт-Петербург, 2004), на 32-м Международном Геологическом Конгрессе (Флоренция, 2004), а также на семинарах лаборатории физико-химического анализа эндогенных процессов ИГЕМ РАН (Москва) и лаборатории петрологии ИГГД РАН (Санкт-Петербург).

Благодарност и

Работа по теме диссертации осуществлялась в лаборатории физико-химического анализа эндогенных процессов, им. акад. Д.С. Коржинского, ИГЕМ РАН под руководством д.г.-м.н. B.JI. Русинова, при конструктивной критике со стороны чл.-кор. С.П. Кориковского, которым автор приносит свою самую искреннюю благодарность.

Собранные автором материалы многократно обсуждались с Н.Н. Перцевым, И.Т. Расс, С.С. Абрамовым, В.Ю. Герасимовым, Е.Б. Курдюковым, И.А. Зотовым, М.В. Середкиным, Т.Л. Лариковой и другими сотрудниками указанной лаборатории, а также с Е.Н. Граменицким (МГУ), В.А. Утенковым, П.А. Игнатовым (МГРРУ), О.С. Сибелевым (ИГ КарНЦ РАН, Петрозаводск) и ПЛ. Азимовым (ИГГД РАН, Санкт-Петербург). Полевые исследования были бы невозможны без помощи сотрудников и студентов МГГРУ (г. Москва): Вс.В. Аристова, А.П. Гладышевой, Е.В. Волковой, А.В. Хмарской, А.А. Георгиевского, А.А. Булатовой и аспиранта ИГЕМ Д.И. Корпечкова, который, кроме того, предоставил автору дополнительный каменный материал. Аналитические работы проводились в ИГЕМе аналитиками О.Г. Унановой (силикатный анализ пород) и И.П. Лапутиной, С.Е. Борисовским, Н.В. Трубкиным и А.И. Цепиным (рентгеноспектральный микроанализ), а также на кафедре петрологии МГУ аналитиками Е.В. Гусевой и Н.Н. Каратаевой (на электронном микроскопе с микрозондовой приставкой). Некоторые образцы проанализированы П.Ю. Плечовым (кафедра петрологии МГУ). Большой объем аналитических материалов был любезно предоставлен автору Е.Н. Тереховым (ИЛ РАН) и В.И. Левицким (Ин-т геохимии СО РАН). В оформлении работы большую помощь оказали A.M. и В.М. Козловские (ИГЕМ). Всем перечисленным коллегам автор чрезвычайно признателен.

Объем и структура работы

Диссертация объемом 170 страниц состоит из введения, 6 глав и заключения, содержит 90 иллюстраций, объединенных в 40 рисунков, 20 таблиц, и список литературы из 154 наименований. Глава 1 посвящена проблеме генезиса корундсодержащих пород; в главе 2 делается краткий обзор геологического строения района исследований по литературным данным; в главе 3 приводится петрографическое описание изученных пород; в главе 4 рассматриваются вариации состава пород и минералов; в главе 5 проводится анализ парагенезисов и определяются РТ-параметры петрогенеза; в главе 6 обсуждаются возможные генетические модели.

Заключение диссертации по теме «Петрология, вулканология», Серебряков, Николай Станиславович

5.4. ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ ГЛАВЫ 5

1. В зональности корундсодержащих пород 1 типа от вмещающих кианитовых плагиогнейсов к зоне За происходит последовательный распад парагенезисов кианита со всеми минералами породы, вплоть до полного исчезновения этого минерала. В результате последней реакции с его участием и образуется корунд (+Р1). Образование следующих зон 36,в характеризуется дальнейшим укрупнением продуктов реакций замещения кианита (ставролита и корунда) в местах наибольшей переработки исходной породы.

2. Все реакции с участием кианита являются неизохимическими и идут вправо при увеличении активности натрия, а также и кальция. Образование при замещении кианита в зонах 1а-2 ставролит-плагиоклазовых, а в зоне За зональных корунд-ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз указывает на снижение активности кремнезема при переходе из первых зон в последнюю. Все это согласуется с тем, что от кианитовых гнейсов к корундсодержащим породам возрастает содержание Na и Са и уменьшается содержание БЮг. С возрастанием Na и Са, видимо, связано появление в породах амфибола вместо биотита.

3. Вариации составов кальциевого амфибола, граната и плагиоклаза, а также появление натриевого малокремниевого жедрита (Хитоостров) указывают на то, что при переходе от зон 2 к породам зоны Зв происходит возрастание tfNa20 и отношения tfNa20/0Ca0 И Снижение flfCaO

4. В корундсодержащих породах 2 типа, как в зональности с Оаш, так и без Oam, корунд образуется в результате закономерной смены парагенезисов в соответствии с изменением химического состава пород по мере приближения к центральной зоне жедрититов. Парагенезисами с корундом сменяются парагенезисы с кианитом, часто с непосредственным замещением кианита корундом (+Р1).

5. При преобразовании же (биотитизация и карбонатизация) центральной зоны жедрититов корунд также образуется при замещении шпинели, хёгбомита и сапфир ина.

6. Направление минеральных реакций, а также вариации состава Oam, Cam и Grt по мере приближения к центральной зоне, указывает на то, что в процессе преобразования породы происходило увеличение активности магния (а также калия) и уменьшение активности кальция. На поздних этапах формированя пород также сильно увеличилась активность С02 (что привело к образованию таких парагенезисов, как Crd+Dol).

7. РТ-параметры образования корундсодержащих пород обоих типов оцениваются в 600-700° С и 6-8 кбар. Породы начали формироваться при температурах более высоких (-650-700° С), чем была температура вмещающих пород, что указывает на новый этап преобразования пород в данном районе (позднесвекофеннского возраста, как установлено по геологическим данным). Данное преобразование, видимо, связано с действием высокотемпературных флюидов, фильтрующихся вдоль локальных сдвиговых зон.

Глава 6

ГЕНЕЗИС КОРУНДСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД ЧУПИНСКОЙ ТОЛЩИ

Основным вопросом генезиса корундсодержащих пород чупинской толщи является причина снижения содержание Si02 внутри выделенной зональности в обоих типах этих пород. Появление пород, резко недосыщенных кремнеземом, может быть объяснено:

1. либо изначально низким содержанием Si02 в исходных породах, которые потом претерпели метаморфизм в относительно изохимических условиях и преобразовались в корундсодержащие породы;

2. либо выносом кремнезема уже из метаморфических пород в результате метасоматических процессов.

3. видимо, более экзотическим способом (для гнейсов) является экстракция БЮг из пород в расплав при их анатектическом плавлении, в результате чего образуется рестит, сильно недосыщенный кремнеземом (Altherr et al., 1982; Osanai et al., 1998; Lopez Sanchez-Vizcaino, Soto, 2002; Ye, Liou, 2004).

Для корундсодержащих пород в метабазитах генезис наиболее очевиден. Эти породы по своему составу сильно отличаются от всех известных в Беломорье основных и ультраосновных магматических пород (от перидотитов до анортозитов) и метаморфитов, развитых по ним (данные из: Степанов, 1981; Салье и др., 1985; Степанов, Слабунов, 1989; см. рис. 27). Относительно основных пород они характеризуются значительно более низким содержанием S1O2 (и СаО в зональности с Оаш) и более высокими AI2O3, MgO+Fe06m и магнезиальностью. Биотитизированные жедрититы также имеют повышенное содержание К2О. Нахождение этих пород непосредственно внутри массивов комплекса лерцолит-габброноритов свидетельствует о том, что корундсодержащие породы 2 типа образовались именно по этому субстрату. Все это указывает на отчетливо неизохимический характер изменения метабазитов, что может объясняться только метасоматизмом.

В отношении корундсодержащих пород среди гнейсов выбор генетической модели намного сложнее.

Наличие среди корундсодержащих пород прослоев и линз олигоклазитов может указывать на образование первых как рестита при анатектическом плавлении обыкновеных гнейсов, как это было предложено для корундсодержащих пород Танзании (Altherr et al., 1982). Однако последнее вряд ли возможно, т.к., например, олигоклазиты Хитоострова, имеющий одинаковый химический состав, находятся и в корундсодержащих породах, и в кианитовых гнейсах, и в амфиболитах, что необъяснимо при анатексисе (без привноса или выноса вещества). При этом в кианитовых гнейсах, всегда являющихся вмещающими для корундсодержащих пород, вокруг олигоклазитов корунда не наблюдается. Более того, совместное нахождение одновозрастных корундсодержащих пород, как в гнейсах, так и в метабазитах (проявления Варацкое и Высота 128), имеющих единую тенденцию к уменьшению SiC>2 к центральным их зонам от вмещающих пород, ставит вопрос об их сходстве в генезисе. Однако при оцененных температурах (600-700° С) трудно себе представить анатектическое плавление метагабброноритов совместно с гнейсами. Все это заставляет отказаться от указанной анатектической модели.

Значительно более вероятным может быть предположение о существовании таких осадочных пород, состав которых изначально характеризуется низким содержанием кремнезема при высокой глиноземистости. Поэтому для решения вопроса генезиса надо рассмотреть признаки метаморфического или метасоматического образования данных корундсодержащих пород.

Сложная морфология тел корундсодержащих пород и нерезкие литологические границы с вмещающими гнейсами могут возникнуть как при метаморфизме, так и при метасоматизме, особенно внутри сильно дислоцированных толщ, и поэтому эти особенности не могут указать на определенную модель генезиса.

В пользу метаморфического образования корундсодержащих пород говорит многоминеральность их парагенезисов и, вследствие этого, отсутствие теоретически "правильной" метасоматической зональности. Изменение же минерального и химического состава пород внутри выделенной зональности могло быть обусловлено локальной первичной неоднородностью протолита, при которой породы с большим содержанием Si и с меньшим содержанием А1, Са и Na (протолит вмещающих кианитовых гнейсов) постепенно сменялись бы породами, более богатыми А1, Са и Na и обедненными Si. И хотя такие вариации состава протолита вряд ли могли быть вызваны осадочной дифференциацией, это можно получить смешением разных осадков. Однако, в таком случае, непонятна повторяемость этой первичной неоднородности состава субстрата во многих местах, удаленных друг от друга на многие километры.

О метасоматическом образовании корундсодержащих пород может свидетельствовать следующее. Во-первых, внутри выявленной на всех проявлениях зональности наблюдаются неизохимические минеральные реакции, которые имеют единую направленность, согласующуюся с общим изменением валового состава породы, т.е. с увеличением содержания Na20 и СаО и уменьшением Si02, а также с возрастанием натриевости и кальциевости минералов. В первую очередь, это -образование в самой внешней, еще кварцсодержащей зоне 1В (проявление Варацкое; табл. 4) реакционной плагиоклазовой каймы между кианитом и кварцем, что согласно реакции (1) обусловлено повышением активности натрия и кальция. В следующих, уже бескварцевых зонах 1а-3а этим же вызвано и замещение кианита с образованием сначала ставролит-плагиоклазовых, а потом и корунд-плагиоклазовых симплектитов, причем появление последних указывает также и на снижение активности кремнезема. Также возрастанием активности Na и Са, видимо, объясняется и смена безамфиболовых пород (зоны 1-1а) амфиболсодержащими (2-Зв): биотит замещается Na-Са-амфиболом (при сохранении общей железистости исходного минерала в новообразованном). Реакционные взаимоотношения между этими минералами на границе зон отсутствуют, однако при температурах ~650° С и при прогрессивном характере процесса они могут и не наблюдаться. Аналогичная картина описана (Lopez Sanchez-Vizcaino&Soto, 2002) внутри бесспорной биметасоматической зональности между метапелитом и мрамором при температуре 700° С: зона с биотитом по резкой границе сменяется зоной с амфиболом без реакционных взаимоотношений между минералами (общая железистость биотита также наследуется амфиболом).

Во-вторых, изменение химического и минерального состава пород внутри зональности сопровождается увеличением степени преобразования этих пород (от кианитовых к корундсодержащим) и в структурном плане, что указывает на возрастание интенсивности флюидной проработки. Это четко прослеживается по характеру замещения кианита и по смене разных морфологических разновидностей новообразованных корунда и ставролита от краевых частей тел корундсодержащих пород к центральным. Наиболее проработаны корундсодержащие породы в центральной зоне Зв, где исчезают псевдоморфозы по кристаллам кианита и образуются крупные кристаллы корунда и ставролита.

В-третьих, корундсодержащие породы приурочены к структурам, секущим вмещающие гнейсы и являющимся проницаемыми для флюида; в случае, например, Хитоостровского проявления — это кулисообразная структура в зоне сдвига.

В-четвертых, на метасоматический генезис пород с корундом косвенно указывает формирование олигоклазитов, наиболее крупные тела которых залегают среди зоны Зв. Морфология тел олигоклазитов, характер контакта, зависимость их минерального состава от вмещающих пород и наличие в некоторых местах промежуточной лейкократовой породы между олигоклазитами и зоной Зв определенно указывают на их метасоматический генезис. Определяющая роль натрия в процессе образования олигоклазитов и их преимущественная приуроченность к максимально проработанной зоне, где находятся породы с крупными кристаллами корунда (зона Зв), говорят о том, что формирование олигоклазитов могло являться завершающим этапом предполагаемого метасоматического образования корундсодержащих пород.

В-пятых, совместное нахождение обоих типов корундсодержащих пород в контактирующих кианитовых гнейсах и метабазитах (Варацкое и Высота 128) при единой тенденции изменения состава (снижение содержания кремнезема) также косвенно свидетельствует о метасоматическом образовании пород с корундом в гнейсах, поскольку корундсодержащие породы в метабазитах образовались при метасоматизме.

Сопоставляя приведенные выше аргументы, автор склоняется в пользу метасоматического генезиса корундсодержащих пород 1 типа.

Выявленная в обоих типах корундсодержащих пород метасоматическая десиликация не связана с биметасоматозом, т.к. десиликация проявлена и в кислых гнейсах, и в метабазитах. Возможно, причиной, вызывающей десиликацию в двух породах с различными концентрациями Si02, является щелочной метасоматизм, связанный с воздействием флюида, сильно ненасыщенного кремнеземом. В 1 типе этот метасоматизм сопровождается привносом Na20 и СаО, а во 2 типе - привносом MgO, но совместно с выносом СаО (в центральных зонах при биотитизации также привносится К20). Натрий также может привноситься в породы 2 типа на тех проявлениях, где встречаются сразу два типа (Варацкое). Обязательная смена пород 2 типа кварц-эпидот-цоизитовыми кислотными метасоматитами указывает но то, что образование корундсодержащих пород относится к ранней щелочной стадии, согласно модели эволюции кислотности-щелочности растворов, предложенной Д.С. Коржинским.

В олигоклазитах среди корундсодержащих пород в гнейсах найден фтор-апатит, что указывает на повышенную фтористость флюида, видимо, как при образовании олигоклазитов, так и при формировании самих корундсодержащих пород. Именно наличие во флюиде натрий-фтористых комплексов может обеспечивать достаточную растворимость глинозема для роста крупных кристаллов корунда.

Сравнение полученных результатов изучения корундсодержащих пород с данными экспериментального моделирования щелочного метасоматизма (Зарайский, 1989) и с данными по классическим природным щелочным метасоматитам показывает их определенное сходство. Так, в экспериментах и на основе термодинамических расчетов показано, что возрастание щелочности в ненасыщенных по кремнезему растворах приводит к уменьшению активности S1O2 и, соответственно, к его выносу. При этом Al, Mg и Fe часто остаются инертными во всей зональности (Зарайский, 1989). Как было показано выше, подобное поведение компонентов является характерным для корундсодержащих пород, по крайней мер, 1 типа. Также в эксперименте получено, что для щелочных метасоматитов, в отличие от кислотных, характерна относительная многоминеральность (3 и 4 фазы) тыловых зон колонок. Аналогичная многоминеральность наблюдается и в породах с корундом, и поэтому это не может являться свидетельством против метасоматического генезиса данных пород.

В какой-то мере предлагаемая модель образования корундсодержащих пород аналогична классической фенитизации силикатных пород, наблюдаемой в природе (Morogan, 1989; Бардина, Попов, 1994; Метасоматизм и метасоматические., 1998). При этом процессе (кроме привноса Na20 или К2О) происходит вынос БЮг как из кислых, так и основных пород, что иногда приводит к образованию корунда (Carlson, 1957; Сергеев, 1967; Шлюкова, 1986). СаО может выноситься из пород, богатых этим компонентом, и привноситься в бедные им породы; также часто привносится ТЮ2. Зональность фенитов, образованных по гнейсам (внешние зоны), похожа на описанную в данной работе зональность пород 1 типа. В фенитах также в первую очередь исчезает кварц, а биотит замещается амфиболом (Сергеев, 1967; Щелочно-карбонатитовые., 1997). В фенитах Вишневых гор новобразованные амфиболы из внешних зон (амфиболовые фениты по мигматизированным гнейсам) не являются щелочными, а относятся к паргаситам. Лишь в следующих зонах возрастает их натриевость (Щелочно-карбонатитовые., 1997). Таким образом, корундсодержащие породы 1 типа подобны породам внешних зон фенитизации по гнейсам. Интересно, что на классификационной диаграмме фенитов (рис. 35), предложенной Н.Ю. Бардиной и B.C. Поповым (1994), составы корундсодержащих пород 1 типа попали в поле самых внешних зон фенитизированных пород. Здесь кварца уже нет и появились первые новообразованные цветные минералы (амфиболы), однако ни щелочной полевой шпат, ни Na-пироксен еще не образовались, что и отвечает исследованным корундсодержащим породам.

Возможно, что олигоклазиты, приуроченные к корундсодержащим породам 1 типа, являются аналогами полевошпатовых метасоматитов, часто пространственно связанных с фенитами, но образующихся на более поздней стадии метасоматизма. При формировании последних, также как и в отношении олигоклазитов, привносится БЮг и выносится СаО, MgO и Fe06m (Бардина, Попов, 1994).

Рис. 35. Классификационная диаграмма фенитов (Бардина, Попов, 1994; названия минеральных видов фенитов не показаны). 1 - первое появление новообразованных цветных минералов в фенитизированных породах. Залитое поле - составы корундсодержащих пород 1 типа.

Т,°С 600

500

400

- вдв \ * Л XA^+CrnV

- \ v рч Ab+Ne

Ж Км \ An с г TI оэ + \ г / i > о \ \ vi \ 1 | 8

Рис. 36. Расчетная диаграмма минеральных равновесий в системе Na2O-AI203-SiO2-H2O-HCI-(NaOH) при pHj0=1 кбаР и £NaCI=1(0m (Зарайский, 1989; с сокращением линий равновесий при Т<400° С). Штриховые линии - равновесия с участием содалита, реализующиеся при более высокой концентрации NaCI .

Однако в отличие от фенитизации образование корундсодержащих пород чупинской толщи связано с растворами, значительно более слабо щелочными. Это не привело к образованию минералов, свойственных для фенитов (или фенитизированных пород): щелочных пироксенов и амфиболов и нефелина. Но этого оказалось достаточно для исчезновения в породах кварца и появления там корунда. Так, согласно расчетам минеральных равновесий в системе Na20-Al203-Si02-H20-HCl-(Na0H) (Зарайский, 1989) при Т>500° С и ршо=1 кбар (ENaCl=l,0 ш), достаточно узкое поле с корундом (Ab+Crn) появляется в относительно нейтральных условиях, практически на границе, отделяющей щелочные от кислотных метасоматитов (рис. 36). С повышением же щелочности Ab+Crn должен смениться уже Ne+Ab.

Источником необходимых для образования корундсодержащих пород флюидов могли стать щелочные магмы. В зоне сочленения Беломорского пояса с Карельским кратоном в массивах Елетьозерский и Тикшеозерский известны нефелиновые сиениты и карбонатиты (Металлогенические особенности., 1971; Богач ев и др., 1976; Glebovitsky, 1997). Возраст Тикшеозерского массива определен в 1850, а связанных с ним метасоматитов - 1750-1770 млн. лет (Беляцкий и др., 2000), т.е. весьма близкий к предполагаемому возрасту корундсодержащих пород. В центральных частях Беломорского пояса (т.е. в чупинской толще), в условиях проницаемости, недостаточной для подъема магм, щелочные массивы неизвестны. Однако существующие здесь локальные сдвиговые зоны могли быть достаточными для подъема флюида, отделившегося от этих щелочных магм.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе изучения корундсодержащих пород в породах чупинской толщи выделено два их типа: а) в кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсах (проявления Хитоостров, Варацкое, Высота 128, Плотина, Лягкомина) и б) в метабазитах (проявления Дядина гора, Варацкое, Кулежма, Высота 128), различающиеся зональностью пород, текстурно-структурными особенностями, химическим и минеральным составом. Корундсодержащие породы первого типа образовались при преобразовании кианитсодержащих пород, т.к. в них вплоть до центральных частей зональности часто сохраняются St-Pl- и Crn-St-Pl-псевдоморфозы по кианиту. Корунд во втором типе пород образовался: а) также при замещении кианита; б) при замещении сапфирина, хёгбомита и шпинели; в) в осевой зоне, при образовании жедрититов. Оба типа корундсодержащих пород встречается на одних и те же проявлениях, причем они имеют одну и те же структурную позицию, располагаясь в локальных сдвиговых зонах, и один и тот же позднесвекофеннский возраст. Главной особенностью изменения химического состава для обоих типов корундсодержащих пород является снижение в них содержания Si02 внутри зональности от вмещающих пород к центральным зонам при увеличении AI2O3 и Mg0+Fe006iu. При этом в породах 1 типа и в породах зональности с Оат 2 типа отношение AbOa^MgO+FeOoem) практически не меняется. В породах зональности без Оат тренд изменения состава сначала характеризуется обогащением AI2O3, но потом вновь приближается к такому же тренду, что и в зональности с Оат. В породах 2 типа Дядиной горы, особенно в осевой зоне, значительно возрастает магнезиальность. Для всех корундсодержащих пород 1 типа (от вмещающих гнейсов через средние зоны к центральной) характерно увеличение содержания ИагО, тогда как СаО увеличивается только в породах с амфиболом. В корундсодержащих породах 2 типа в зональности с Оат СаО и ЫагО уменьшаются; в породах зональности без Оат ЫагО также уменьшается, а СаО мало меняется или немного увеличивается. В осевой зоне жедрититов, при развитии биотита, возрастает К2О.

В связи с возрастанием в породах обоих типов AI2O3 и уменьшением S1O2, в них появляются многие высоко глиноземистые минералы (корунд - в 1 типе, корунд, ставролит, кианит, шпинель, хёгбомит, высокоглиноземистый сапфирин - во 2 типе), а амфиболы (кальциевые и Mg-Fe-) и биотит, соответственно, становятся более глиноземистыми. Все Mg-Fe-минералы обоих типов корундсодержащих пород (гранат, кальциевые и ортоамфиболы, ставролит и биотит) обычно более магнезиальны, чем те же минералы из вмещающих пород. При этом наиболее магнезиальными являются минералы из пород 2 типа, особенно на проявлении Дядина гора, где встречены сапфирин и кордиерит, а гранат и ставролит имеют очень высокую магнезиальность. Увеличение содержания натрия в породах 1 типа при переходе от внешних зон к центральной сопровождается появлением паргасита (вместо чермакита) и натриевого малокремниевого жедрита (только на Хитоострове) с высоким Na (до 0.9 ф.е.). В этой же зоне залегают тела олигоклазитов с плагиоклазом Апго (иногда до Апю). В обоих типах корундсодержащих пород образуются St-Pl-псевдоморфозы по кианиту, но если в породах 2 типа плагиоклаз в них является анортитом, то в 1 типе - андезином (редко более основным, не выше Лабрадора).

На Варацком проявлении, где встречены оба типа корундсодержащих пород, на их контакте наблюдается сближение их химического состава (при достаточно четком минеральном и текстурно-структурном различиях пород двух типов). Так, происходит обогащение пород 1 типа СаО, в результате чего кальциевый амфибол, гранат и плагиоклаз становятся более кальциевыми, чем в тех же породах на Хитоострове. В свою очередь породы 2 типа обогащаются №гО: жедрититы осевой зоны слагаются натриевым малокремниевым жедритом (№общ=0,69-0,80; NaA=0,57-0,61 ф.е.). С ним в ассоциации, а также в породах со St-Pl-псевдоморфозами по Ку из зональности без Оаш появляется паргасит с высоким содержанием натрия. В самих же псевдоморфозах вместо анортита наблюдается андезин (АП37). Магнезиальность пород 2 типа Варацкого не увеличивается по сравнению с вмещающими метабазитами, как это происходит на Дядиной горе, а, наоборот, уменьшается, сравниваясь с магнезиальностью корундсодержащих пород 1 типа. В свою очередь, последние обогащаются магнием (по сравнению с вмещающими гнейсами), что не наблюдается на Хитоострове. Наконец, и в олигоклазитах среди корундсодержащих пород 1 типа проявления Хитоостров, и в породах со St-Pl-псевдоморфозами по Ку (из зональности без Оаш) 2 типа проявления Варацкого найден фтор-апатит.

Анализ парагенезисов показал, что в зональности корундсодержащих пород 1 типа от вмещающих кианитовых плагиогнейсов к зоне За происходит последовательный распад парагенезисов кианита со всеми минералами породы, вплоть до полного исчезновения этого минерала. В результате последней реакции с его участием (в зоне За) и образуется корунд (+Р1). Образование следующих зон 36,в характеризуется дальнейшим укрупнением продуктов реакций замещения кианита ставролита и корунда) в местах наибольшей переработки исходной породы. Все реакции с участием кианита являются неизохимическими и идут вправо при увеличении активности натрия, а также и кальция. Образование при замещении кианита в зонах 1а-2 ставролит-плагиоклазовых, а в зоне За зональных корунд-ставролит-плагиоклазовых псевдоморфоз указывает на снижение активности кремнезема при переходе из первых зон в последнюю. Все это согласуется с тем, что от кианитовых гнейсов к корундсодержащим породам возрастает содержание Na и Са и уменьшается содержание Si02. С возрастанием Na и Са, видимо, связано появление в породах амфибола вместо биотита. Вариации составов кальциевого амфибола, граната и плагиоклаза, а также появление натриевого малокремниевого жедрита (Хитоостров) указывают на то, что при переходе от зон 2 к породам зоны

Зв ПРОИСХОДИТ Возрастание <3Na20 И отношения ЯЫа2с/яСаО При СНИЖеНИИ ЯсаО

В корундсодержащих породах 2 типа, как в зональности с Оаш, так и без Оат, корунд образуется в результате закономерной смены парагенезисов в соответствии с изменением химического состава пород по мере приближения к центральной зоне жедрититов. Парагенезисами с корундом сменяются парагенезисы с кианитом, часто с непосредственным замещением кианита корундом (+Р1). При преобразовании же (биотитизация и карбонатизация) центральной зоны жедрититов корунд также образуется при замещении шпинели, хёгбомита и сапфирина. Направление минеральных реакций, а также вариации состава Oam, Cam и Grt по мере приближения к центральной зоне, указывает на то, что в процессе преобразования породы происходило увеличение активности магния (а также калия) и уменьшение активности кальция. На поздних этапах формированя пород также сильно увеличилась активность С02 (что привело к образованию таких парагенезисов, как Crd+Dol).

РТ-параметры образования корундсодержащих пород обоих типов оцениваются в 600-700° С и 6-8 кбар. Породы начали формироваться при температурах более высоких (-650-700° С), чем была температура вмещающих пород, что указывает на новый этап преобразования пород в данном районе (позднесвекофеннского возраста, как установлено по геологическим данным). Данное преобразование, видимо, связано с действием высокотемпературных флюидов, фильтрующихся вдоль локальных сдвиговых зон.

1 и 2 типы корундсодержащих пород образовались в результете метасоматического изменения кианитовых гнейсов и метабазитов, соответственно. Выявленная в обоих типах метасоматическая десиликация вызвана щелочным метасоматизмом под действием флюида, сильно ненасыщенного кремнеземом. В 1 типе этот метасоматизм сопровождается привносом Na20 и СаО, а во 2 типе - привносом MgO и К2О, но совместно с выносом СаО. Натрий также может привноситься в породы 2 типа на тех проявлениях, где встречаются сразу два типа (Варацкое). Обязательная смена пород 2 типа кварц-эпидот-цоизитовыми кислотными метасоматитами указывает на то, что образование корундсодержащих пород относится к ранней щелочной стадии, согласно модели эволюции кислотности-щелочности растворов, предложенной Д.С. Коржинским.

Сравнение полученных результатов изучения корундсодержащих пород с данными экспериментального моделирования щелочного метасоматизма и с данными по классическим природным щелочным метасоматитам (фенитам) показывает их определенное сходство, как в образовании многоминеральных тыловых зон, так и в изменении химического состава пород, их зональности и минеральных реакций. Однако в отличие от фенитов образование корундсодержащих пород связано с растворами, значительно более слабо щелочными. Это не привело к образованию минералов, свойственных для фенитов (или фенитизированных пород): щелочных пироксенов и амфиболов и нефелина. Но этого оказалось достаточно для исчезновения в породах кварца и появления корунда. Возможным источником необходимых для образования корундсодержащих пород флюидов могли стать щелочные магмы. В районе исследования (в зоне сочленения Беломорсокго пояса и Карельского кратона) существуют массивы щелочных пород (Елетьозерский и Тикшеозерский) с возрастом, близким ко времени образования корундсодержащих метасоматитов чупиСцкой толщи.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Серебряков, Николай Станиславович, 2004 год

1. Бардина Н.Ю., Попов B.C. Фениты: систематика, условия формирования и значение для корового магмообразования // ЗВМО, 1994. Ч. 123. № 6. С. 1-19.

2. Беломорский комплекс Северной Карелии и юго-запада Кольского полуострова / К.А. Шуркин, Н.В. Горлов, М.Е. Салье, В.Л. Дук, Ю.В. Никитин. М., Л.: 1962. - 305 с. - (Тр. ЛАГЕД АН СССР. вып. 14).

3. Бибикова Е.В., Шелъд Т., Богданова С.В. и др. Геохронология беломорид: интерпретация многостадийной геологической истории // Геохимия. 1993. № 10. С. 1393-1411.

4. Бибикова Е.В., Борисова Е.Ю., Другова ГМ. Макаров В.А. Метаморфическая история и возраст глиноземистых гнейсов Беломорского пояса, Балтийский щит // Геохимия. 1997. № 9. С. 883-893.

5. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова С.В., Шелъд Т., Степанов B.C., Борисов Е.Ю. Ранний магматизм беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст // Петрология, 1999. Т. 7. № 2. С. 115-140.

6. Бибикова ЕВ., Слабтов А.И., Богданова СВ., Шелъд Т. Тектоно-термальная эволюция земной коры Карельской и Беломорской провинций Балтийского щита в раннем докембрии по данным U-Pb изотопного исследования сфенов и рутилов//Геохимия. 1999. № 8. С. 1-15.

7. Бибикова Е.В., Клаессон С., Глебовицкий В.А., Седова И.С., Ручьев A.M. Изотопное датирование свекофеннского этапа преобразования Беломорского пояса Балтийского щита//Геохимия, 2001. № 10. С. 1116-1119.

8. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Глебовицкий В.А., Клаессон С., Шелъд Т. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-Pb цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология, 2004. Т. 12. № 3. С. 227-244.

9. Богачев А.И., Слюсарев В.Д., Кравченко А.Н., Игошин А.И., Алексеев И.И. Новый тип щелочного протерозойского магматизма в Карелии // ДАН, 1976. Т. 230. № 5. С.1169-1172.

10. Буканов В.В., Липовскш Ю.О. Новые находки благородного корунда в Восточной части Балтийского Щита. // Самоцветы. Л.: 1980. С. 110-115.

11. Володичев О. И. Метаморфизм фации дистеновых гнейсов на примере беломорского комплекса. Л.: Наука, 1975. 170 с.

12. Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии: Геология и петрология. Л.: Наука, 1990.248 с.

13. Геологические факторы контроля слюдоносных пегматитов. Л.: 1972. - 336 с.

14. Геология и пегматитоносность беломорид / под ред. К.О. Кратца. Л.: Наука, 1985.251 с.

15. Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. 1993. №1. С 7-24.

16. Глебовицкий В.А., Бушмин С.А. Послемигматитовый метасоматоз. Л.: Наука, 1983.216 с.

17. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.М., Милькевич Р.К, Вревский А.В. Структура и метаморфизм Беломорско-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника, 1996. № 1. С. 63-75.

18. Голованова Л.С., Алексеев Б.Я. Чупинская свита Беломорской серии // Геология, минералогия и геохимия пегматитовых полей Карелии. Петрозаводск, 1978. С. 48-62.21 .Гордиенко В.В. и др. Слюдоносные пегматиты Северной Карелии — Л.: Недра, 1976. 367 с.

19. Горошников В.И. Петрология высокоглиноземистых кристаллических пород докембрия Украины. Киев: Наукова Думка, 1971.210 с.

20. Гродницкий JI.JI. Рудогенерирующие пегматитовые системы кольской части Беломорского пояса. — Петрозаводск: Карелия, 1991. 175 с.

21. Гродницкий JI.JI. Закономерности размещения свекофеннских диафторитов в Беломорском подвижном поясе // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1998. Вып.1. С. 88-95.

22. Гродницкий JI.JI., Полин А.К. Пегматиты Северной Карелии и их ореолы. Петрозаводск, 1975. 201 с.

23. Гродницкий JI.JI., Ручьев A.M., Крохин, А.И. Лоушское пегматитовое поле. Петрозаводск, 1985. 176 с.

24. Гродницкий JI.JI., Сибелев О.С. Позднесвекофеннский этап регионального метаморфизма, метасоматоза, пегматито- и рудообразования // ЗВМО, 1995. Ч. 124. №3. С. 28-34.

25. Громов А.В. Розовый корунд из Хитостровского проявления в Северной Карелии // Мир камня. М.: 1993. № 2.

26. Громов А.В., Романова Е.И., Утенков В.А. К минералогии корундового проявления Хитостров (Северная Карелия) // Прикладные и экологические аспекты минералогии. Тез. Докл. Годичной сессии ВМО, кн.2, М., 1991, с. 111112.

27. Доминиковский ГГ. О корунде и корундсодержащих породах Ильменских гор // Минералы месторождений полезных ископаемых Урала. Свердловск, 1968. С. 101-106.

28. ЪХ.Другова Г.М. Главные этапы метаморфической эволюции чупинской толщи Беломорского складчатого пояса // ЗВМО, 1999. Ч. 128. - № 3. - С. 49-57.

29. Евдокимов М.Д. Фениты Турьинского щелочного комплекса Кольского полуострова. Л.: Изд. ЛГУ, 1982. 247 с.

30. Жданов В. В. О минеральных превращениях при гранитизации пород беломорского комплекса // Информ. сб. ВСЕГЕИ. 1959. № 7. С. 89-95.

31. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. — М.: Наука, 1989.-342 с.

32. Классификация и номенклатура метаморфических горных пород: Справочное пособие. Новосибирск: Изд-во ОИГГМ СО РАН, 1992. - 205 с.

33. Колесник Ю.Н. Высокотемпературный метасоматоз в ультраосновных массивах. Новосибирск: Наука, 1976. 239 с.

34. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР, 1955. - С. 332-353.

35. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М.: Наука, 1982. — 104 с.

36. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука, 1979. — 263 с.

37. Куликов B.C., Куликова В. В. Геология Кий островского архипелага Белого моря // Вопросы стратиграфии и магматизма докембрия Карелии, Петрозаводск, 1990. С. 3-6.

38. АХ.Литвиненко А.К Корундовые метасоматиты юго-западного Памира. Автореф. дисс. канд. г.-мин. наук. Душанбе, 1990. - 22 с.

39. Маракушев А.А. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических горных пород. — М.: Наука, 1965. — 327 с.

40. Металлогенические особенности щелочных формаций Восточной части Балтийского щита / А.А. Кухаренко, А.Г. Булах, Г.А. Ильинский, Н.Ф. Шинкарев, М.П. Орлова (Труды Ленинградского общества естествоиспытателей, т. LXXII, Вып. 2.)-Л.: Недра, 1971.-280 с.

41. Метасоматизм и метасоматические породы / Жариков В.А., Русинов. В.Л., Маракушев А.А. и др. -М.: Научный мир. 1998.-490 с.

42. Методические указания по поискам и перспективной оценке месторождений цветных камней: Коллекционные камни. М.: 1987. — Вып. 27. 76 с.

43. Миллер Ю.В., Мшъкевич Р.И. Покровно-складчатая структура Беломорской зоны и ее соотношение с карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника, 1995. № 6. С. 80-92.

44. Миллер Ю.В., Мыскова Т.А., Мшъкевич Р.И. Супракрустальные образования тектонических окон краевой части Карельского кратона (Северо-Западное Беломорье) // Геотектоника. 2002. № 1. С. 13-28.

45. Моисеева О.А. Особенности генезиса корунда Северной Карелии // Минералогические музеи. Мат. IV Междунар. симпоз: Тез. докл. СПб, 2002. -С. 110-112.

46. Мыскова Т.И., Мшъкевич Р.И., Львов А.Б., Миллер Ю.В. Происхождение чупинских гнейсов Беломорья в свете новых литолого-геохимических данных // Литология и полезные ископаемые, 2000. № 6. С. 653-664.

47. Мыскова Т. А. Условия позднеархейского метаморфизма глиноземистых гнейсов чупинского комплекса Беломорья // ЗВМО, 2002. Ч. 131. № 4. С. 12-22.

48. Наковник Н.И. Вторичные кварциты СССР. М.: Недра, 1964. - 339 с.

49. Наседкина В.Х. Месторождения корундовых и шпинелевых пород. М.: Наука, 1977.107 с.

50. Перцев Н.Н. Высокотемпературный метаморфизм и метасоматизм карбонатных пород. М., Наука, 1977. 256 с.

51. Ручьев A.M. О некоторых особенностях парагнейсов чупинской свиты (беломорский комплекс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1998. Вып.1. С. 73-81.

52. Ручьев A.M. О протолите северокарельских гнейсов чупинской свиты беломорского комплекса // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 2000. Вып.2. С. 12-25.

53. Ручьев A.M. Подвижность редкоземельных элементов и возникновение европиевых аномалий при метаморфизме (на примере чупинской свиты, беломорский комплекс) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 2001. Вып.З. С. 99-106.

54. Савельева В.Б., Кориковский С.П. Саданагаит в биотит-корунд-маргарит-шпинель-анортитовых кристаллосланцах западного Забайкалья. // ДАН, 1998, т.360,№1, с. 85-87.

55. Сергеев А.С. Фениты комплекса ультраосновных и щелочных пород. JL: Изд. ЛГУ, 1967. 163 с.

56. Серебряков Н.С., Гладышева А.П., Аристов Вс.В. Гранный микрорельеф кристаллов корунда (Хитостровское корундовое проявление, Карелия) // Изв. Вузов: Геология и разведка. М.: 2001. — № 2 — С. 30-35.

57. Серебряков Н.С., Русинов В.Л. Высокотемпературный высокобарный кальций-натриевый метасоматизм и корундообразование в докембрийском Беломорском подвижном поясе (Карелия) //ДАН, 2004. Т. 395. -№ 4. - С. 529-533.

58. Серебряков Н.С., Аристов Вс.В. Условия локализации проявлений коллекционного корунда в породах чупинской толщи беломорского комплекса в Северной Карелии // Изв. Вузов: Геология и разведка. — М.: 2004. № 4. - С. 3642.

59. Сибелев О.С. Свекофеннская (PRO метаморфическая эволюция беломорид (Енский район) // Геология и геодинамика Евразии. Матер, конфер. Иркутск, 1999. С. 33-34.

60. Слюдоносные пегматиты Северной Карелии (геология, минералогия, геохимия и генезис). Л.: Недра, 1976. 367 с.

61. Степанов B.C. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л.: Недра, 1981.216с.

62. Степанова А.В., Ларионов А.Н., Бибикова Е.В., Степанов B.C., Слабунов А.И. Раннепротерозойский (2.1 млрд. лет) Fe-толеитовый магматизм беломорской провинции Балтийского щита: геохимия, геохронология // ДАН, 2003. Т. 390. № 4. С. 528-532.

63. Терехов Е.Н., Левицкий В.И. Геолого-структурные закономерности размещения корундовой минерализации в северно-западном Беломорье. // Изв. вузов. Геол. и разв., 1991. №6. С. 3-13.

64. Фации метаморфизма / H.JI. Добрецов, В.В Ревердатто, B.C. Соболев и др. — М.: Недра, 1970.-432 с.

65. Фации метаморфизма восточной части Балтийского щита / Отв. ред. В.А. Глебовицкий- Л.: Наука, 1990. 144 с.

66. Федькш В.В. Ставролит. М.: Наука, 1975. 272 с.

67. Шабынин Л.И. О некоторых контактово-реакционных образованиях в гипербазитах // Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. Т. 1. — Свердловск, 1963. - С. 333-339.

68. Шарков Е.В., Богатжов О.А., Красивская И.С. Роль мантийных шпомов в тектонике раннего докембрия восточной части Балтийского щита // Геотектоника, 2000. № 2. С. 3-25.

69. Шлюкова З.В. Минералогия контактовых образований Хибинского массива. -М.: Наука, 1986.-96 с.

70. Щербакова С.В., Сутурин А.Н. Геохимия и минералогия метасоматитов с рубином (массив Рай-Из, Полярный Урал) // Геохимические поиски самоцветов / Отв. ред. И.С. Ломоносов. Новосибирск, Наука, 1990. - С. 169-198.

71. Щербакова ТФ., Терехов Е.Н. Геохимическая характеристика глиноземистых плагиогнейсов: к вопросу о происхождении кианитсо держащих пород Беломорского пояса // Геохимия, 2000. № 6. С. 611-631.

72. Щелочно-карбонатитовые комплексы Урала / В.Я. Левин, Б.М. Роненсон, B.C. Самков и др. Екатеринбург: Уралгеолком, 1997. - 274 с.

73. Южанова В.В. Ставролит из глиноземистых гнейсов чупинской свиты архея // Труды Ин-та геологии Карельского ф-ла АН СССР, 1975. № 27. С. 143-145.

74. AckermandD., Windley B.F., HerdR.K. Magnesian hogbomite in a sapphirine-bearing rock from the Fiskenaesset region, W. Greenland // Min. Mag. 1983, V. 47. № 345. P. 555-561.

75. Albee A.L. Metamorphism of pelitic schists: reaction relations of chloritoid and staurolite // Bull. Geol. Soc. Am., 1972. V. 83. P. 3249-3268.

76. Altherr R., Okrusch M., Bank H. Corundum- and kyanite-bearing anatexites from the Precambrian ofTanzania//Lithos, 1982. V. 15. P. 191-197.

77. Armbruster Th., Schreyer W., Hoefs J. Very high CO2 cordierite from Norwegian Lapland: mineralogy, petrology, and carbon isotopes // Contr. Miner. Petrol. 1982. V. 81. P. 262-267.

78. Arnold J., Powell R., Sandiford M. Amphibolites with staurolite and other aluminous minerals: calculated mineral equilibria in NCFMASH // J. Metamorph. Geol. 2000. V. 18. № l.P. 23-40.

79. Asami M, Grew E.S., Makimoto H. A staurolite-bearing corundum-garnet gneiss from the eastern Sor Rondane Mountains, Antarctica // Proc. NIPR Symp. on Antarctic Geosciences, 1990. No.4. P. 22-40.

80. Ballevre M., Pinardon J.L., Kienast J.R., Vuichard J.P. Reversal of Fe-Mg partitioning between garnet and staurolite in eclogite-facies metapelites from the Champtoceaux nappe (Brittany, France) // J. Petrol., 1989. V. 30. P. 1321-1349.

81. Berg J.H. Chemical variations in sodium gedrite from Labrador // Am. Mineral., 1985. V. 70. P. 1205-1210.

82. Bucher K, Frey M. Petrogenesis of metamorphic rocks. Springer-Verlag Berlin, 1994.318 р.

83. Carlson H.D. Origin of the corundum deposits of Renfrew Country, Ontario, Canada //Bull.Geol. Soc. Amer. 1957. V. 68.№ 12,pt. l.P. 1605-1636.

84. Chopin С., Goffe В., Ungaretti L., Oberti R. Magnesiostaurolite and zincostaurolite: mineral description with a petrogenetic and crystal-chemical update // Eur. J. Mineral., 2003. V. 15. P. 167-176.

85. Christy A. G. The effect of composition, temperature and pressure on the stability of the 1 Tc and 2M polytypes of sapphirine // Contr. Miner. Petrol. 1989. V. 103. № 2. P. 203-215.

86. Clabaugh S.E., Armstrong F.C. Corundum deposits of Gallatine and Madison countries, Montana // Geol. Surv. Bull., 1950. № 969-B. 51 p.

87. Cooray P.G., Kumarapeli P.S. Corundum in biotite-sillimanite gneiss from near Polgahawela, Ceylon // Geol. Mag., 1960. V.97. № 6. P. 481-487.

88. Damman A. Hydrothermal subsilicic sodium gedrite from the Gasborn area, West Bergslagen, central Sweden // Min. Mag, 1988. V. 52. P. 193-200.

89. Enami M., Zang Q. Magnesian staurolite in garnet-corundum rocks and eclogite from the Donghai district, Jiangsu province, east China // Am. Miner. 1988. V. 73. P. 48-56.

90. Franz G., Selverstone J. An empirical phase diagram for the clinozoisite-zoisite transformation in the system Ca2AI3Si30i2(0H)-Ca2Al2 Fe3+Si3Oi2(OH) // Am. Miner., 1992. V. 77. № 5/6. P. 631-642.

91. Garde A.A., Marker M. Corundum crystals with blue-red colour zonin~near Kangerdluarssuk, Sukkertoppen districtt, West Greenland // Rapp. Gronlands geol. Unders., 1988. V. 140. P. 46-49.

92. Gerya, T.V., Perchuh, L.L. GEOPATH a thermodynamic database for geothermobarometry and related calculations with the IBM PC AT/XT computer. // XXIX Inter, geol. cong.: Abstracts. Kyoto, 1992. V. 2. P. 1026.

93. Gil Ubarguchi J.I., Mendia M., Girardeau J. Mg- and Cr-rich staurolite and Cr-rich kyanite in high-pressure ultrabasic rocks (Cabo Ortegal, northwestern Spain) // Am. Miner., 1991. V.76. P. 501-511.

94. Glebovitsky V.A. The early precambrian of Russia (Geology reviews; 2). -Amsterdam, Harwood academic publishers, 1997. 261 p.

95. Godard G., Mabit J.-L. Peraluminous sapphirine formed during retrogression of a kyanite-bearing eclogite from Pays de Leon, Armorican Massif, France // Lithos, 1998. V.43.P. 15-29.

96. Godard G., Braga R., Morten L. Thermodynamic modelling of reaction structures: the example of spinel+corundum+cordierite-bearning symplectite betweet garnet and sillimanite in restitic granulites // 32 IGC Florence 2004: Abstracts. Part 1. P. 464-465.

97. Grapes R., Palmer К (Ruby-sapphire)-chromian mica-tourmaline rocks from Westland, New Zealand // J. Petrol. 1996. № 2.

98. Graziani G., Guidi G. Hydrous gem magnesian cordierite with inclusions of hydroxapatite, dolomite and rutile // Miner. Mag., 1978. V. 42. P. 481-485.

99. Grew E. S„ Litvinenko A. K., Pertsev N. N. In search of white schists and kornerupine in the southwestern Pamirs, USSR I I Episodes, 1990. V. 13. № 4. P. 270274.

100. Grew. E.S., Sandiford. M. A staurolite-talc assemblage in tourmaline-phlogopite-chlorite schist from northern Victoria Land, Antarctica, and its petrogenetic significance I I Contrib. Miner. Petrol., 1984. V. 87. P. 337-350.

101. Grew. E.S., Sandiford. M. Staurolite in a garnet-hornblende-biotite schist from the Lanterman Range, northern Victoria Land, Antarctica // Neues Jahrb. Mineral. Monatshefte, 1985. V. 9. P. 396-410.

102. Haapala I., Siivola J., Ojanpera P., Yletyienen V. Red corundum, sapphirine and kornerupine from Kittila, Finnish Lapland // Bull. Geol. Soc. Finland, 1971, v. 43, p. 221-231.

103. Hejny C., Gnos E., Grobety В., Armbruster T. Crystal chemistry of the polysome ferrohogbomite-2N2S, a long-known but newly dermed mineral species // Eur. J. Mineral. 2002. V. 14. № 5. P. 957-967.

104. Helms T. S., Mcsween H. Y., Labotka Т. C., Jarosewich E. Petrology of a Georgia Blue Ridge amphibolite unit with hornblende + gedrite + kyanite + staurolite // Am. Miner., 1987. V. 72. P. 1086-1096.

105. Higgins J.B., Ribbe P.H., Herd RK. Sapphirine I: Crystal chemical contributions // Contrib. Mineral. Petrol., 1979. V. 68. P. 349-356.

106. Holdaway M.J., Mukhopadhyay B. Geothermobarometry in pelitic schists: a rapidly evolving field // Am. Miner., 1993. V. 78. № 7-8. P. 681-693.

107. Humphreys H.C. Metamorphic evolution of amphibole-bearing aluminous gneisses from the Eastern Namaqua Province, South Africa // Am. Miner. 1993. V. 78. P. 10411055.

108. Liati A., Seidel E. Metamorphic evolution and geochemistry of kyanite eclogites in central Rhodope, northern Greece // Contrib. Mineral. Petrol., 1996. V. 123. P. 293307.

109. Losert J. Postgranulitic cordierite+calcite+pyrite formation in some granulite rocks of the Norwegian Lapland//Krystalinikum, 1971. V. 8. P. 77-107.

110. Morogan V. Mass transfer and REE mobility during fenitization at Alno, Sweden // Contrib. Mineral. Petrol., 1989. V. 103. P. 25-34.

111. Nicollet. C. Saphirine et staurolide riche en magnesium et chrome dans les amphibolites et anorthosites a corindon du Vohibory Sud, Madagascar // Bulletin de Mineralogie, 1986. V. 109. P. 599-612.

112. Oftedahl C. Contributions to the mineralogy of Norway: No. 19. Red corundum of Froland at Arendal //Norsk Geol. Tidssk. 1963. Bd. 43. H. 4. P. 431-442.

113. OpertaM., PamicJ., BalenD., TropperP. Corundum-bearing amphibolites from the metamorphic basement of the Krivaja-Konjuh ultramafic massif (Dinaride Ophiolite Zone, Bosnia) // Miner. Petrol., 2003. V. 77. P. 287-295.

114. Osanai Y., Hamamoto T. Maishima O., Kagami H. Saphirine-bearing granulites and related high-temperature metamorphic rocks from the Higo metamorphic terrane, west-central Kyushu, Japan//J. Metamorph. Geol., 1998. V. 16. P. 53-66.

115. Petersen E.U., Essene E.J., Peacor D.R., Marcotty L.A. The occurrence of hogbomite in high-grade metamorphic rocks // Contr. Miner. Pelrol. 1989. V. 101. № 3. P. 350-360.

116. Ranson W.A. Margarite-corundum phyllites from the Appalachian orogen of South Carolina: Mineralogy and metamorphic history // Am. Miner. 2000. V. 85. p. 16171624.

117. Reche J., Martinez F.J. GPT: An Excel spreadsheet for thermobarometric calculations in metapelitic rocks // Computers & Geosciences, 1996. V. 22. № 7. P. 775-784.

118. Sanchez-Vizcaino V. L„ Soto J. I. Reaction zones developed between corundum metapelite and marble, Alboran Sea basement, Western Mediterranean: origin and phase relations // Can. Miner, 2002. V. 40. P. 85-101.

119. Schreyer W., Abraham K. Peraluminous sapphirine as a metastable reaction product in kyanite-gedrite-talc schist from Sar e Sang, Afghanistan // Miner. Mag., 1975. V. 40. №310. P. 171-180.

120. Schreyer W., Horrocks P.C., Abraham K. High-magnesium staurolite in a sapphirine-garnet rock from the Limpopo Belt, Southern Africa. // Contrib. Mineral. Petrol., 1984. V. 86. P. 200-207.

121. Serebryakov N.S., Rusinov V.L. High-temperature and high-pressure Ca-Na-metasomatism and corundum formation in the Precambrian Belomorian Belt (Russia) // 32nd IGC Florence 2004: Abstracts. Part 1. P. 156-157.

122. SmelikE. A, Veblen D. R. A transmission and analytical electron microscope study of exsolution microstructures and mechanisms in the orthoamphiboles anthophyllite and gedrite // Am. Miner., 1993. V. 78. P. 511-532.

123. Spear F.S. The gedrite-anthophyllite solvus and the composition limits of orthoamphibole from the Post Pond Volcanics, Vermont // Am. Miner., 1980. V. 65, P. 1103-1118.

124. Spear F.S., Rumble D. Pressure, Temperature, and Structural Evolution of the Orfordville Belt, West-Central New Hampshire // J. Petrol, 1986. V. 27. Pt. 5. P. 10711093.

125. Subramanian A. P. Mineralogy and petrology of the Sittampundi complex, Salem district, Madras State, India // Bull. Geol. Soc. Am., 1956. V. 67. P. 117.

126. Uruno K., Kanisawa S. Staurolite-bearing rocks in the Abukuma metamorphic belt, Japan//Earth science, 1965. № 81. P. 1-12.

127. Vogt T. Mineral assemblages with sapphirine and komerupine // Bull. Comission Geol. de Finland, 1947, XXIV, 140. P. 15-23.

128. Ward C.M. Magnesium staurolite and green chromian staurollte from Fiordland. New Zealand // Amer. Mineral., 1984. V. 69. P. 531-540.

129. Warren R G., Hensen B. J. Peraluminous sapphirine from the Aileron district, Arunta Block, central Australia // Min. Mag. 1987. V. 51. № 361-362. Pt. 3-4. P. 409415.

130. Ye K., LiouJ. Dehydration melting of UHP hydrous minerals and partial melting in the Northern Sulu UHP terrain, Eastern China // 32 IGC Florence 2004: Abstracts. Part 1. P. 722-723.

131. Yurkovich S. P. Ruby Mines of North Carolina // Rock & Minerals, 1985. V. 60. № 2. P. 54-57.