Контактовый метаморфизм Аю-Дага тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.08, кандидат геолого-минералогических наук Ананьев, Вячеслав Александрович

• Ананьев, Вячеслав Александрович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 1998

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Ананьев, Вячеслав Александрович

ВВЕДЕНИЕ

I. КРАТКИЙ ОЧЕРК ИСТОРИИ ИССЛЕДОВАНИЯ РАЙОНА

II. ОПИСАНИЕ ГЕОЛОГИИ РАЙОНА

1. ХАРАКТЕРИСТИКА ИНТРУЗИВНОГО МАССИВА

2. ВМЕЩАЮЩИЕ ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ

III. КОНТАКТОВЫЙ ОРЕОЛ

1. РОГОВИКИ

Плагиоклаз и кварц

Кордиерит

Мусковит

Хлорит

2. КОРДИЕРИТ-ОЛИВИНОВЫЕ МЕТАКОНКРЕЦИИ

Оливин

Кордиерит

Апатит

Амфибол

Плагиоклаз

3. ПИРОКСЕН-КЛИНОЦОИЗИТ-СУЛЬФИДНЫЕ МЕТАКОНКРЕЦИИ

Клинопироксен

Клиноцоизит

4. ГРАНАТ-ВЕЗУВИАНОВЫЕ МЕТАКОНКРЕЦИИ

IV. РТ-УСЛОВИЯ КОНТАКТОВОГО МЕТАМОРФИЗМА

1. РТ-УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ КОРДИЕРИТ - ОЛИВИНОВЫХ МЕТАКОНКРЕЦИИЙ

2. РТ-УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ КЛИНОПИРОКСЕН -КЛИНОЦОИЗИТ-СУЛВФИДНЫХ МЕТАКОНКРЕЦИЙ

3. ПОСТМАГМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ В ПОРОДАХ КОНТАКТОВОГО ОРЕОЛА

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ЛИТЕРАТУРА

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Контактовый метаморфизм Аю-Дага»

ВВЕДЕНИЕ

Исследования по эволюции метаморфических процессов, парагенетическому анализу минеральных ■ ассоциаций метаморфических пород и термодинамическим условиям их образования являются актуальной проблемой современной петрологии. Постановка этих работ в Институте минералогии и петрографии СО РАН (г.Новосибирск) проводится в рамках разносторонних исследований по метаморфизму, инициатором которых был академик B.C.Соболев.

Лаборатория "Метаморфизма и метасоматоза" ИМП СО РАН традиционно исследует контактовый метаморфизм горных пород. Еще 30 лет назад Ревердатто и др. [Ревердатто, 1970; Reverdatto et al., 1970; Reverdatto et. al, 1972] показали, что температура контактового метаморфизма хорошо коррелируется с составом интрузивных магм; в общем случае с более основными расплавами связан более высокотемпературный метаморфизм, с более кислыми - менее высокотемпературный. Мощности контактовых ореолов зависят как от температуры магматического расплава, так и от размеров интрузивного тела. Обычно ширина контактового ореола составляет 10-25% от приведенной мощности интрузивного тела. Такие соотношения наблюдаются в большинстве случаев. Однако имеются исключения из этого

правила. Например, Лиханов с соавторами [Лиханов и др., 1996] описали исключительно слабый метаморфизм ("обжиг") глин в непосредственных контактах андезитовых некков в Туркмении, что было объяснено низкой температурой и закристаллизованностью интрузивного материала. В мировой литературе описаны и другие примеры несоответствий такого рода. Поиск подобных случаев привел нас к массиву Аю-Даг в Крыму, где основной интрузив был причиной слабого и неоднородного термического воздействя на вмещающие породы.

Однако, это было не единственное основание для постановки специальных работ на Аю-Даге.

Метаморфизм железистых осадков и образование вблизи аюдагского интрузивного тела некоторых необычных минералов, в частности, - уникальной минеральной ассоциации Ее-кордиерита, феррогортонолита, Ее-апатита и куммингтонита, также представляет большой интерес, особенно - в свете решения проблемы разграничения фаций контактового и регионального метаморфизма, которая остаётся одной из актуальных задач метаморфической петрологии. В карбонатно-кремнистых системах этот вопрос решается благодаря крутому наклону моновариантных линий соответствующих «критических» равновесий к оси температур при ^ойщ^^со, • Для глиноземистых железисто-магнезиальных метапелитов некоторые малонадежные оценки могут быть

получены по составу минералов в дивариантных ассоциациях с переменной железистостью, но до сих пор наиболее надежным критерием отличия минеральных ассоциаций фаций низкого давления от регионального метаморфизма остаются геологические признаки малой глубинности магматизма: локальное развитие контактовых роговиков вблизи субвулканических и гипабиссальных интрузивных тел. Причина этого в отсутствии соответствующих "критических" равновесий, которые достоверно разграничивали бы минеральные ассоциации низких и умеренных давлений при Р «

1,5 кбар. Если в системе Мд0-А1203-ЗЮ2 для ультрабазитовых пород определенно можно использовать равновесие: кордиерит + форстерит = энстатит + шпинель, которое хорошо экспериментально изучено [НеггЬегд, 1983] и легко термодинамически моделируется, то в отношении железистых систем для метапелитов существование подобного равновесия экспериментально не подтверждено. Это обусловило постановку специальных исследований контактово-метаморфизованных железистых глинистых осадков с целью приблизиться к решению данной проблемы.

Исследования вышеперечисленных вопросов позволили сформулировать тему диссертации и обозначить её цель .

Главной целью выполненной работы было детальное определение РТ- условий образования минеральных

ассоциаций, возникших в результате термального воздействия аюдагских габбро-диоритов на вмещающие осадочные породы, при этом, мы основывались на парагенетическом анализе, минеральной термометрии и модельных термодинамических расчетах возникающих равновесий.

Основные защищаемые положения.

1) Маломощный контактовый ореол габбро-диоритового массива Аю-Даг образовался как следствие термического воздействия на вмещающие породы со стороны частично закристаллизованного интрузивного материала; выжимание из промежуточной магматической камеры кашеобразной кристаллической массы привело к образованию интрузивного тела сферовидно-каплевидной формы; по взаимоотношению с вмещающими породами это тело может характеризоваться как диапировый шток или пигмолит.

2) Контактовое воздействие выразилось в средне- и низкотемпературном метаморфизме, следствием которого явилось образование маломощных кордиерит - кварц плагиоклаз - хлорит - мусковитовых роговиков и ороговикованных кварц - плагиоклаз - хлорит мусковитовых сланцев. Как продукт термального воздействия среди выше упомянутых пород также выделяются три типа метаконкреций: кордиерит-

оливиновые, пироксен-клиноцоизит-сульфидные и гранат-везувиановые.

3) Выполненные термодинамические расчеты позволили установить что, для высокожелезистых малокремнистых метапелитов в качестве границы фаций контактового метаморфизма по давлению может быть использовано моновариантное равновесие: кордиерит + оливин = ортопироксен + шпинель, с фиксированной

Ре

железистостью (/ =-*100%) кордиерита не более 6065%.

4) Образование тех или иных минеральных ассоциаций при метаморфизме контролировалось вещественным составом исходных осадков. В ходе минеральных превращений имели место локальные вариации состава флюида от углекислотного до существенно водного.

5) Породы контактового ореола массива Аю-Даг сформировались в широком интервале температур, вследствие процессов метаморфизма, метасоматоза и эпимагматической гидротермальной деятельности. Максимальные температуры метаморфизма (в непосредственной близости от контакта) не превышали 600 ± 20°С при установленном давлении 1,5 кбара, что

соответствует условиям нижней части фации амфиболовых роговиков. Впервые описан железистый апатит в ассоциации с железистым кордиеритом и

феррогортонолитом. Большая часть пород контактового ореола сформировалась в условиях мусковит роговиковой фации метаморфизма. Сравнительно низкие (для магмы основного состава) температуры метаморфизма и маломощный контактовый ореол объясняются пониженной температурой частично закристаллизованного

интрузивного тела. Минимальная температура в контактах массива Аю-Даг определяется в интервале, соответствующем полю устойчивости пренита, т.е. от 280°С до 460°С при давлении 1,5-2 кбара. Метасоматоз в пределах контактового ореола был ограничен только образованием гранат-везувианового парагенезиса в метаконкрециях. Значительно обширнее метасоматические изменения происходили в породах зндоконтакта: хлоритизация, окварцевание, фельдшпатизация и др.

Фактическую основу работы составляет материал, собранный при выполнении тематических работ на территории Крымского полуострова, в сотрудничестве с Институтом минеральных ресурсов (г.Симферополь).

Автором изучено около 200 петрографических шлифов, в том числе - 20 ориентированных. В работе использовано 250 микрозондовых анализов минералов и 2 0 рентгено-флюоресцентных анализов составов пород.

Анализы химических составов пород и породообразующих минералов были выполнены в Аналитическом Центре ОИГГиМ СО РАН (г.Новосибирск) и ИМИ СО РАН: рентгено-флюоресцентный анализ пород, аналитик Глухова Н.М.; VRA-20, аналитик Холодова Л.Д.; рентгеноспектральный микроанализ минералов, "Camebax-micro" аналитик Нигматуллина E.H.; сканирующая электронная микроскопия, JESM-35, аналитик Летов C.B. Рентгеноструктурный анализ апатита был любезно выполнен Павлюченко B.C. (ИМП СО РАН).

Основные положения диссертации докладывались на расширенном научном семинаре лаборатории "Метаморфизма и метасоматоза" ИМП СО РАН, на научной конференции "75-летие геологического образования Томского Госуниверситета" (г.Томск, 1996).

Диссертация состоит из введения, четырех разделов и заключения. Содержание работы изложено на 125 страницах машинописного текста, сопровождается 22 рисунками и 12 таблицами. Библиография включает 67 наименований.

Работа выполнена под научным руководством члена-корреспондента РАН В.В.Ревердатто, которому автор искренне

признателен за постоянное внимание и поддержку. Автор благодарен д.х.н. Шеплеву B.C. и к.г.-м.н. Хлестову В.В. за помощь в решении ряда проблем и ценные советы; к.г.-м.н. Колобову В.Ю., к.г.-м.н. Лиханову И.И., к.г.-м.н. Полянскому О.П., к.ф.-м.н. Тену A.A., Брыксиной H.A., Коджесяну B.C., Павлюченко B.C., Летову C.B., Нигматуллиной E.H. за плодотворное сотрудничество; академику Соболеву Н.В. и д.г.-м.н. Шведенкову за постоянное внимание и содействие.

I. КРАТКИЙ ОЧЕРК ИСТОРИИ ИССЛЕДОВАНИЯ РАЙОНА.

Геологическое изучение горного Крыма ведется на протяжении двух веков. Начальные сведения о распространении горных пород в Крыму и их разнообразии связаны с именами В.Ф.Зуева, П.С.Палласа, Ф.Дюбуа де Монпере и др. Исследования были направлены на специальное изучение полезных ископаемых и стратиграфии юрских и меловых отложений.

Первое детальное изучение магматических пород Крыма было проведено в конце девятнадцатого века Г.Д.Романовским (1867) и А.А.Штукенбергом (1873), установившими присутствие на территории Крыма диоритов, порфиритов, авгитовых диоритов, диабазов и других пород. Особую ценность представляют работы А.Е.Лагорио (1897), который, наряду с минералого-петрографическими характеристиками магматических пород, опубликовал их химические анализы. Проведенные под руководством К.К.Фохта (1889-1913) работы по составлению первой геологической карты Крымского полуострова позволили уточнить стратиграфию мезозойских отложений, были сделаны общие выводы по тектонике и геологической истории Крыма. В тридцатых годах нашего столетия появились крупные обобщающие работы по

петрографии изверженных пород, из которых следует особенно отметить монографию Ф.Ю. Левинсона-Лессинга и Дьяконова-Савельева (1935), описывающую в петрографическом плане интрузивные и вулканические породы Карадага, а также работу В.И.Лучицкого (1939) , которая вобрала в себя основные сведения о минералого-петрографических особенностях магматических пород Крыма, их структурных и возрастных взаимоотношениях и генетические представления на тот период времени.

За последние годы детально исследована литология мезозойских отложений Крыма, уточнены стратиграфические схемы [Логвиненко и др.,1959; Муратов и др., 1960], получены и проинтерпретированы данные по строению земной коры в Крыму и прилегающих частях Черного моря [Милановский и Короновский, 1973], продолжено изучение петрографии и генезиса разнообразных магматических тел Крыма, выявлены специфические особенности многоэтапных разновозрастных процессов их формирования [Кравченко, 1958; Лебединский и Макаров, 1962; Коваленко и Пасынков, 1986; Спиридонов и др., 1990].

Несмотря на детальное изучение интрузивных массивов, на всем протяжении геологического изучения Крыма явно недостаточное внимание уделялось комплексам

метасоматических и контактово-метаморфических пород в

связи с проявлением глубинного и приповерхностного магматизма. В ранних работах лишь упоминается о некоторых "контактных поясах" [Лучицкий, 1939] вблизи интрузивных массивов, не заостряя внимание на минералого-петрографических особенностях контактовых пород, которые во многом являются уникальными. Детальное петрологическое изучение контактово-метаморфических пород Крыма начало проводится сравнительно недавно [Еременко и Еременко, 1972; Спиридонов, 1989]. Эти исследования в отношении термально-измененных пород Аю-Дага были продолжены автором предлагаемой работы с соавторами [Ананьев и Ревердатто, 1997; Ананьев и др., 1997].

II. ОПИСАНИЕ ГЕОЛОГИИ РАЙОНА.

Район исследований находится в пределах Горного Крыма, который представляет собой часть мегантиклинория субширотного простирания в составе Альпийской геосинклинальной складчатой области. Своеобразие его, в отличие от Карпат и Большого Кавказа, состоит в том, что он является не орогеном альпийской геосинклинали, а эпиплатформенным горным сооружением, возникшим в результате киммерийской тектономагматической активизации южной окраины Евроазиатской континентальной плиты на конвергентной границе с северной океанической плитой Тетиса. Для Горного Крыма характерен блоковый характер глубинных структур земной коры, созданный ортогональной и диагональной системами сквозных и коровых глубинных разломов дорифейского заложения. Главная гряда Горного Крыма составляет ядро антиклинальной структуры, которое сложено верхнетриасовыми - нижнеюрскими (таврическая серия) , средне- и верхнеюрскими и нижнемеловыми отложениями [Муратов, 1969; Коваленко и Пасынков, 1986].

Объект исследования - интрузивный массив Аю-Даг и его контакты находится на Крымском полуострове. Он представляет собой гору в приморской части Южного берега Крыма между Ялтой и Алуштой, подножье которой

располагается у мыса Монастырский; вершина горы представляет собой плато на высоте 577 м; плато со всех сторон окружают крутые обрывы.

ТИ-! ША-2

-3

*

-4

\т -5

Рис.1. Геологическая схема Аю-Дага. 1- габбро-диориты; 2 - флишевые отложения таврической серии Крыма; 3- контактово-метаморфизованные породы; 4- места находок метаконкреций, описанных в данной работе; 5-некоторые элементы залегания осадочных пород и метапелитов..

1. ХАРАКТЕРИСТИКА ИНТРУЗИВНОГО МАССИВА.

Интрузивный массив Аю-Даг входит в состав средне-верхнеюрского ( J2—J3 ) первомайско-аюдагского долерит габбро - диоритового комплекса даек и малых интрузивов. Абсолютный возраст магматических пород Аю-Дага укладывается в пределы 152 - 163 млн. лет, при среднем значении 158 млн. лет [Кравченко и Лебединский, 1969]. Массив является наиболее крупным из серии гипабиссальных и субвулканических тел, обнажающихся на южном берегу Крыма от Балаклавы до Алушты. И форма аюдагского интрузива, и магматические породы, его образующие, определялись разными исследователями по-разному. В.И.Лучицкий [Лучицкий, 1939] "бесспорно" называл массив - лакколитом и относил породы Аю-Дага, в зависимости от структуры, к диоритам, кварцевым диоритам и кварц - авгитовым диоритпорфирам. С.М.Кравченко [Кравченко, 1958] подчеркивал сложность строения массива, относя кристаллические породы к анортит - битовнитовым габбро и кварцевым анортит - битовнитовым диоритам. Э.М.Спиридонов с соавторами [Спиридонов и др., 1990], не заостряя внимание на форме интрузивного тела, подчеркивал сложность и, возможно, многофазность его формирования. Основной объем интрузивного массива Аю-Даг, по его мнению,

занимают зернистые роговообманково- и биотитсодержащие двупироксеновые кварцевые долериты, габбро - долериты, габбро- диориты и диориты; среди этих пород встречаются гнезда и участки, обогащенные гранофировыми и микропегматитовыми агрегатами (кварц+ортоклаз), вплоть до появления типичных гранофировых гранитов (Таблица 1), распространенность которых, однако, очень ограничена. Структурные соотношения свидетельствуют об образовании кислых дериватов на позднемагматическом этапе. Учитывая значительную альбитизацию и хлоритизацию интрузивных пород, изменившие их состав (особенно в приконтактовой зоне), Лебединский называет Аю-Даг массивом габбро-диабазов [Лебединский и Макаров, 1962; Лебединский и Кириченко, 1988] .

Наши исследования показали, что интрузивный массив Аю-Даг представляет собой изометричное в плане (с поперечником около 2,5 км.), по форме свода куполовидное, лакколитоподобное тело (Рис.1). Будинаж, развальцовка и завороты слоев вмещающих пород (особенно вблизи юго-западного контакта) показывают, что магма распространялась не путем спокойного внедрения (нагнетания) между слоями осадочных пород, как это доказывается сторонниками лакколитовой природы Аю-Дага, а

путем активного механического проникновения, "продавливания" окружающих осадочных пород.

Нами проводился отбор ориентированных образцов интрузивных пород Аю-Дага различной локализации, с целью получения информации о предпочтительной ориентировке

породообразующих минералов (прежде всего плагиоклаза) для выяснения особенностей залегания тела и направлений движения расплава в магматической камере [Золотухин и Васильев, 1967; Золотухин, 1983]. Актуальность исследований по ориентированности породобразующих минералов в изверженных породах, наряду с перечисленными исследователями показал В.Питчер [Pitcher, 1979], исследовавший гранитные диапиры Шотландии. Он установил, что кристаллы плагиоклаза, калиевого полевого шпата и биотита в них приобретают предпочтительную ориентировку только в непосредственной близости от интрузивного контакта, что, по его мнению, означает внедрение магмы в виде вязкой "кристаллической каши", обильно насыщенной кристаллами плагиоклаза, биотита и калиевого полевого шпата. Нами собраны образцы пород из краевых частей массива по периметру и центральной его части, по вскрытому разрезу от глубинной зоны до кровли. Полученные нами оригинальные данные, свидетельствуют об отсутствии какой-либо ориентировки мегакристов в верхних центральных частях

массива Аю-Даг. Однако она явно выражена - в узкой приконтактовой зоне. В частности хорошо выраженная ориентировка зерен плагиоклаза наблюдалась на восточном склоне горы Аю-Даг, в пределах маломощной эндоконтактовой зоны порфиритов. Мы полагаем, что внедрение магматического материала происходило тогда, когда расплав был уже в значительной степени закристаллизован; кристаллизация происходила в промежуточной магматической камере, которая однажды была подвергнута сжатию, что привело к выдавливанию "кристаллической каши" в верхнюю часть земной коры. В результате внедрения интрузив получил фактически сферовидно-каплевидную форму и по взаимоотношению с вмещающими породами он может рассматриваться как диапировый шток или пигмолит.

Основной объем массива слагают двупироксеновые габбро-диориты, кварцевые габбро-долериты и кварцевые диориты (Таблица 1) , а также их порфировые аналоги (по периферии), имеющие миндалекаменную текстуру. В нём выделяются: 1) фация "закалки", сложенная порфиритами с микродиабазовой структурой основной массы, мощностью несколько десятков сантиметров; 2) краевая зона, мощностью до 40 м, сложенная мелкозернистыми габбро долеритами; 3) центральная часть, состоящая из средне- и крупнозернистых диоритов и габбро-диоритов. Локальные проявления

гранофировых гранитов [Спиридонов и др., 1990], имеют явно подчиненное развитие; их доля не превышает сотых процента от всего объема массива. Точки составов интрузивных пород по данным различных авторов приведены на классификационной диаграмме Терминологической комиссии Петрографического комитета ОГГГ АН СССР [Ефремова и Стафеев, 1985] (Рис.2).

Основная петрохимическая особенность магматических пород массива заключается в их повышенной железистости, величина которой позволяет отнести породы массива к феррогаббро-диоритам (Таблица 1) . Диаграмма Мияширо для количественного разграничения пород, относящихся к толеитовой и известково-щелочной сериям, показывает несомненную принадлежность всех разновидностей интрузивных пород Аю-Дага к толеитовой петрохимической серии (Рис.3). Подобные интрузивные комплексы могут быть составной частью офиолитовой ассоциации, характеризующей

раннегеосинклинальную стадию формирования складчатого пояса. Но для офиолитов характерна ассоциация основных и ультраосновных пород, находящихся в определенных стратиграфических соотношениях, а для расчлененных комплексов необходима совокупность геологических данных, подтверждающих линейно-закономерное расположение

магматических тел, структурно-тектоническую локализацию в узком структурном шве в виде меланжа или протрузий [Борсук

и др., 1987]. Скорее всего, это не подтверждается геологическими данными по строению Южнобережного антиклинория Крыма. Наиболее вероятна принадлежность интрузивов первомайско-аюдагского комплекса к габбро-гранитной формации завершающего этапа эволюции складчатой области, когда в ее пределах уже существует довольно мощная континентальная кора [Борсук и др., 1987]. Для этой формации наиболее характерно развитие переходных разновидностей интрузивных пород между крайними членами формации габбро и гранитами. Типичным примером габбро-гранитной формации являются практически синхронные крымским, средне- верхнеюрские интрузивные массивы Большого Кавказа.

Главные породообразующие минералы интрузива Аю-Даг -основной плагиоклаз и клинопироксен; второстепенные ромбический пироксен, зеленая роговая обманка, кварц, биотит, ильменит, магнетит; из акцессорных минералов наблюдались - ортит, циркон и пирротин.

Плагиоклаз в основном представлен идиоморфными, пластинчатыми кристаллами анортит-битовнита (Ап85_70) , нередко зональными, обогащенными по периферии альбитовой составляющей до битовнит-лабрадора (Ап70-б5) ■ Размер кристаллов достигает 2 см. Встречаются мелкие зерна Лабрадора (Ап62_б5) .

Таблица 1. Химические составы пород интрузивного массива Аю-Даг в масс.%.

Авторские данные* Данные Данные Э.МСпиридонова и др. (1990 г.)

В.И.Лебединского

(1969 г.)

Габбро- Габбро- Кварцевый Габбро-диабаз Двупиро- Габбро- Порфиро- Кварцевый Гранофировый

долерит диорит габбро- ксеновый долерит видный габбро- гранит

диорит долерит габбро- долерит

диорит

БЮ2 45,80 47,34 54,85 47,92 45,89 47,62 50,46 55,92 72,96

тю2 2,85 0,54 0,98 0,82 3,86 0,69 2,22 0,74 0,03

А120з 8,97 20,17 15,91 15,79 13,91 16,67 16,60 16,76 13,84

Ре203 19,03 8,39 10,93 2,80 ** 14,48 ** 12,96 **12,14 **9,16 **2,34

БеО - - - 7,19 - - - - -

МпО 0,30 0,15 0,23 0,14 0,15 0,20 0,18 одз 0,03

м^ 7,20 3,83 4,13 4,08 7,58 4,31 4,25 2,05 0,15

СаО 10,75 10,25 7,33 8,45 9,77 10,24 6,31 7,43 0,79

№20 1,24 4,03 1,76 2,62 2,87 2,37 3,66 3,52 3,80

К20 0,15 0,54 0,76 0,55 0,41 0,94 1,91 0,82 5,25

Р2О5 0,07 0,07 1,12 0,15 0,34 0,17 - 0,74 -

ППП 1,98 4,86 2,23 10,11 0,24 3,82 1,68 2,83 0,50

Сумма 98,34 100,17 100,23 100,62 99,50 99,99 99,41 100,20 99,69

* - Результаты рентгено-флюоресцентного анализа. Аналитический центр ОИГГиМ СО РАН, аналитик

Глухова Н.М.

сумма Ре203 и ЕеО в пересчете на Ее203

Таблица 2. Средние химические составы плагиоклаза и пироксенов интрузивного массива Аю-Даг в масс.% и их

формульные коэффициенты.

Плагиоклаз Плагиоклаз Авгит Авгит Пижонит Гиперстен

(центр) (край) (центр) (край)

Si02 47,84 51,08 51,48 49,47 51,23 52,38

Ti02 0,05 0,06 0,44 0,36 0,28 0,11

АЬОз 32,35 29,88 1,51 1,57 0,81 0,98

FeO 0,87 1,07 13,95 18,31 31,24 30,95

MnO 0,01 0,02 0,39 0,51 0,23 0,82

MgO 0,07 0,06 14,18 11,87 9,05 13,05

CaO 16,63 13,73 18,06 17,06 7,32 0,45

Na20 1,92 3,87 0,16 0,21 0,04 0,48

K20 0,09 0,27 0,00 0,05 0,01 0,04

Сумма (99,83) (100,04) (100,17) (99,41) (100,21) (99,26)

Si 2,21 2,34 1,95 1,92 2,02 2,05

Ti 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00

A1 1,76 1,61 0,08 0,08 0,04 0,05

Fe 0,03 0,04 0,44 0,60 1,03 1,01

Mn 0,00 0,00 0,01 0,02 0,01 0,03

Mg 0,00 0,00 0,79 0,69 0,53 0,76

Ca 0,82 0,67 0,74 0,71 0,31 0,02

Na 0,17 0,34 0,01 0,02 0,00 0,04

К 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00

Сумма (5,00) (5,03) (4,01) (4,04) (3,95) (3,95)

О 8 8 6 6 6 6

/* - 35,65 46,40 65,95 57,10

Примечание:

!<е

*- железистость минерала в % (/=-*100%) .

Ре 4-

Анализы выполнены на рентгеноспектральном

микроанализаторе "СатеЬах-писго" (аналитик

Нигматуллина Е.Н.). В качестве эталонов использованы природные минералы.

Рис.2. Положение точек химического состава магматических пород Аю-Дага на классификационной диаграмме Терминологической комиссии Петрографического комитета ОГГГ АН СССР (1978),

% 6

£ о

толеитовая петрохимическая серия

о я о я

о изеестково-щелочная петрохимическая серия

•Авторские данные Л Данные по В.И.Лебединскому »Данные поБ.Э:Спиридонову и.др.

■80

масс.%

0

Рис.3. Положение точек химического состава магматических пород Аю-Дага на диаграмме разграничения толеитовой и известково-щелрчной серии -в области средних -пород по -А.Мияширо (-197 4) -.

СаБЮз

□ пижонит зоны закалки Д ортопироксен ♦ центр зерна клинопироксена о край зерна клинопироксена

Рис.4. Классификационная диаграмма пироксенов интрузивного массива Аю-Даг.

Моноклинный пироксен представлен двумя

разновидностями. Первая разновидность наиболее

распространена в породах центральной части интрузива и по составу соответствует авгиту (Таблица 2). Зональность клинопироксена проявляется в некотором обеднении магниевым и кальциевым компонентами, при увеличении железистости (Рис.4). Характер зональности плагиоклаза и клинопироксена свидетельствуют о тенденции обогащения магмы в ходе кристаллизации железом и щелочами.

Вторая разновидность клинопироксена обнаруживается в зоне эндоконтакта и по своему составу соответствует железистому пижониту.

В пределах центральной части интрузивного массива вместе с авгитом присутствует ортопироксен (в подчиненном количестве), который по составу соответствует гиперстену с

железистостью (/ =———*100%) 57-59% (Рис 4) . В

Ре + Mg

приконтактовой зоне кристаллы пироксена почти полностью хлоритизированы.

Образование двух пироксенов - моноклинного и ромбического - весьма характерно при кристаллизации толеитовых магм, однако только в том случае, если ГеО > МдО. На это обращал внимание еще В.С.Соболев [Соболев, 1936] при исследовании траппов Сибирской платформы.

Обогащение расплава железом - закономерное следствие частичной кристаллизации магмы в промежуточной камере. Быстрое охлаждение этого расплава на контакте с вмещающими породами при внедрении, привело к появлению в зоне "закалки" довольно необычной разновидности пироксена железистого пижонита (его железистость достигает 71%) (Рис.4) .

Проявление процессов альбитизации и хлоритизации, которые практически полностью перерабатывают вкрапленники плагиоклаза и пироксена в зоне эндоконтакта, характерно и для некоторых участков центральной зоны массива и связано с эпимагматической стадией его формирования, также как и появление значительного количества вторичного кварца в габбро-долеритах.

В центральных частях массива местами проявляются полосчатые габбро-диориты (особенно в нижней его части). Их образование, возможно, связано с ритмичным фракционированием расплава при движении фронта кристаллизации. Это, в свою очередь, свидетельствует о том, что, несмотря на значительную закристаллизованность магмы при внедрении, в истории становления массива имела место локальная нормальная кристаллизация расплава в небольших, относительно основного тела, количествах. Либо это может быть объяснено повторной инъекцией магмы.

Строение интрузивного массива Аю-Даг осложнено проявлением дайкового комплекса плагиоклазовых долерит-порфиритов, наблюдаемых в обнажениях юго-западного и южного склонов Аю-Дага.

2. ВМЕЩАЮЩИЕ ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ.

Терригенные породы, вмещающие интрузивный массив Аю-Даг, принадлежат флишоидной таврической серии позднетриасового и раннеюрского возраста; они слагают ядро Южнобережного антиклинория и по мощности превышают 12 00 м. Таврическая серия в пределах обнаженных площадей имеет сложную внутреннюю структуру; толща характеризуется каскадами мелких, часто опрокинутых складок, расчлененных на чешуи многочисленными надвигами. Это, в совокупности с литологической монотонностью и относительной бедностью органическими остатками, не позволяет детально расшифровать тектонику и стратиграфию описываемой толщи [Шалимов и Логвиненко, 1979].

Породы таврической серии, подпадающие под контактовое воздействие массива Аю-Даг, соответствуют, выделяемой Н.В.Логвиненко, толще песчаникового флиша [Логвиненко, 1954], которая имеет ритмичное трех- и двухчленное (без второго элемента ритма) строение.

Первый элемент ритма представлен песчаником или алевритовым песчаником (грубым алевролитом).

Минералогический состав обломков: плагиоклаз, кварц, мусковит, гидрослюды, единичные зерна - обломки пород и акцессорные минералы. Форма зерен угловатая. Размер зерен

0,1-0,01 мм. Цемент контактово-поровый, кварцевый и карбонатно-гидрослюдистый. Встречаются диагенетические карбонатные и карбонат-железосульфидные конкреции. В алевритовых песчаниках наблюдается диагональная слоистость морского типа, связанная со следами волнений и течений. На нижней поверхности слоев присутствуют гиероглифы. В качестве первого элемента ритма часто присутствуют кварцитовидные песчаники - сложенные, преимущественно, обломочным кварцем с цементом из вторичного кварца.

Второй элемент ритма - тонкий алевролит. Минералогический состав: плагиоклаз, кварц, мусковит, биотит, гидрослюды, каолинит, железистый карбонат. Размер обломочных зерен в пределах 0,05-0,005 мм. Цемент порово-базальный, кремнисто-гидрослюдистый, местами кремнисто-карбонатный с гидроокислами железа и примесью глинистых частиц. Карбонат цемента - железистый, принадлежит ряду магнезит- сидерит, но, наряду с ним, присутствует и кальцит. В тонких алевролитах наблюдается горизонтальная слоистость и микрослоистость, иногда - знаки волн, а также ходы червей.

Третий элемент ритма - аргиллит, обычно состоящий из гидрослюд, глинистых минералов, обломков кварца и плагиоклаза, гидроокислов и сульфидов железа; нередко присутствует растительный углефицированный детрит, в виде

скоплений неправильной формы. Фракция зерен - менее 0,002 мм. Аргиллиты содержат карбонаты только в виде постседиментационных стяжений. Слоистость проявляется в микромасштабе.

Мощности вышеописанных ритмов наблюдаются от нескольких сантиметров до нескольких метров. Химические составы пород флишевых ритмов таврической серии приведены в таблице (Таблица 3). В некоторых слоях второго и третьего ритмов присутствуют линзы и крупные обломки песчаников первого ритма. Кроме породообразующих минералов, в породах таврической серии как акцессории присутствуют обломочные циркон, рутил, турмалин, сфен, шпинель, гранат и др.

Проведенные ранее исследования показали, что гидрослюды, составляющие основную массу цементирующего вещества указанных разновидностей осадочных пород, представлены гидрослюдой гидромусковит-серицитового типа с периодичностью в два слоя, с элементарной решеткой, характеризующейся следующими константами: а - 5,17; Ь =

8,94-8,95; с = 20,2 А; р = 94°30' -95° [Логвиненко и др., 1959] .

Карбонатные и железо-сульфидные конкреции в разных количествах присутствуют во всех литологически

обособленных составляющих флишоидной толщи. Наибольшее их скопление наблюдается в тонких алевролитах, которые из-за обилия конкреций могут приобретать "узловатую" форму. Конкреции располагаются в осадочных породах не нарушая слоистости (слоистость прослеживается через конкреции), что свидетельствует об их образовании на раннем этапе диагенеза.

Формирование сидероплезитовых конкреций, вероятно, происходило в результате возникновения восстановительных очагов в глинистых илах, за счет разложения захороненного органического вещества и сероводородного заражения придонных и иловых вод. При этом следует отметить, что новообразование сидеритовых стяжений часто сопровождалось скоплением и переходом в коллоидное состояние ранее образовавшихся фосфатов [Казаков и др., 1957]. Состав конкреций флишевой таврической толщи довольно разнообразный, но в целом выделяются два типа.

Первый - карбонатно-сульфидные (с содержанием пирита более 50%). Они наиболее распространены в песчаниках, алевритистых песчаниках и аргиллитах. Обычно сферической формы, от 5 до 35 см в поперечнике, имеют неясно-концентрическое строение с ядром в виде скопления сульфидов железа. Основные породообразующие минералы конкреций данного типа - кальцит, железистый карбонат,

часто встречается железистый доломит, глинистые минералы; обломочная фракция: кварц, плагиоклаз. Глинистые минералы представлены каолинитовой группой (накрит, диккит) и агрегатом алуштита. Алуштит - это диккит с примесью гидрослюдистого минерала, с которым он обнаруживает неупорядоченное срастание [Дир и др, 1966].

Второй тип - железисто карбонатные конкреции, которые залегают, главным образом среди тонких алевролитов. Они имеют сферическую и линзовидную форму и достигают в поперечнике до 30 см, серые и темно-серые в изломе, с поверхности обычно окисленные черно-бурой окраски и со скорлуповатой поверхностью. Большинство конкреций во внутренней части имеют однородное строение, структура их афанитовая, состоят из карбоната ряда магнезит - сидерит, т.е. сидероплезита, а также - глинистых минералов; иногда в алевритовой фракции присутствует обломочный кварц. Изредка в конкрециях встречаются небольшие выделения пирита и прожилки кальцита. По петрохимическому составу конкреции отличаются как между собой, так и от вмещающих терригенных пород. Вариации составов наблюдаются и среди конкрециий разнотипных флишевых ритмов, и среди конкреций локального прослоя осадочной толщи. Главной особенностью конкреций данного типа является повышенная железистость и небольшое количество кремнезема (Таблица 3).

Таблица 3. Средние химические составы пород таврической серии в масс.%.

Данные Н.В.Логвиненко (1954 г.) Данные Г.К.Еременко и Е.И.Еременко.

(1972 г.)

Алевролит Алевролит Аргиллит Железисто- Аргиллиты Алевролиты Сидеро-

грубый тонкий мергелистая конкреция плезитовые конкреции

8Ю2 71,86 60,97 55,31 36,75 57,79 61,60 30,80

ТЮ2 * * * * - - -

А1203 ** ** ** ** 20,80 20,28 1,80

Ре203 ** ** ** ** 4,67 - 0,85

РеО 3,89 5,74 33,52

МпО * * * * - 0,24 1,34

М£0 0,79 1,45 2,10 4,17 1,74 1,54 4,73

СаО 0,58 1,00 0,72 1,28 1,27 1,20 3,75

Ыа20 * * * * 1,27 -

К20 * * * * ***2,90 2,68 -

Сумма * 2,19 4,01 4,02 1,35 - - -

Сумма ** 20,90 26,27 30,95 39,50 - - -

С02 1,07 0,32 21,28

Р205 - - 0,74

БОз 0,27 - 0,28

Н20 3,23 5,38 5,93 16,38 5,40 4,38 0,74

ы сь

* - приведены неразделенные суммы ТЮ2, РеО, МпО, Ыа20 и К20.

** - приведены неразделенные суммы К203, в составе конкреции преобладание Ее203

(примечание Н.В.Логвиненко).

*** - сумма Ыа20 и К20.

Породы, слагающие серию таврических сланцев, несут следы гидротермальной деятельности, которая проявляется не только в кварцевых жилах, иногда с каолинитом и алуштитом [Логвиненко, 1954], но также и в явлениях окварцевания, карбонатизации по слоевым швам, порам и пустотам. Возможно, это связано с глубинным магматизмом.

III. КОНТАКТОВЫЙ ОРЕОЛ.

Контактовый метаморфизм Аю-Дага представляет большой интерес, благодаря некоторым необычным минералам, образованным вблизи интрузивного тела. Термические изменения вмещающих пород выразились в средне- и низкотемпературном метаморфизме, следствием которого явилось образование роговиков и ороговикованных пород. Заключительным этапом контактового воздействия явилась активная - эпимагматическая метасоматическая и гидротермальная деятельность. Последняя проявилась в пятнистой серицитизации, окварцевании, хлоритизации и пропилитизации.

Проявления контактового метаморфизма на Аю-Даге неоднородны. Видимая мощность зоны ороговикованных (уплотненных) пород меняется от первых метров до нескольких десятков метров. Изменения видимой мощности контактового ореола связано с неоднородностью вмещающих пород. В основном, под термальное воздействие плутона попадает толща тонких алевролитов второго флишевого ритма, в них отчетливо наблюдаются контактовые преобразования; в то время как, в грубых алевролитах они часто выражены лишь в спорадическом уплотнении и иногда перекристаллизации.

1. РОГОВИКИ.

Типичные роговики наблюдаются в узкой приконтактовой зоне мощностью от полуметра до 5 - 7 метров. Это породы темно-серого до черного цвета, массивные, с раковистым изломом и пятнистой текстурой. По минеральному составу они характеризуются ассоциацией: кордиерит - кварц плагиоклаз - хлорит - мусковит (кварц и плагиоклаз обычно сохраняют кластический облик); местами в контактовом ореоле (контакт в бухте Партенит) в ассоциации с этими минералами появляется биотит. По мере удаления от контакта упомянутая минеральная ассоциация сменяется кварц плагиоклаз - хлорит - мусковитовой и плавно переходит в уплотненные материнские породы таврической серии. Пятнистая текстура роговиков обусловлена порфиробластами кордиерита, сегрегациями тонко дисперсного сульфидного железа, а также - стяжениями углистого вещества. (Рис.б, 7) .

По валовому химическому составу пятнистые роговики и ороговикованные породы мало отличаются от неизмененных осадочных пород, что хорошо видно на диаграмме АРМ (Рис.8). На ней приведены точки средних составов неизмененных осадочных пород (по данным Еременко и Еременко, 1972) и точки химических составов образцов

Рис.6. Текстура пятнистого роговика. Светлые пятна сложены агрегатом кордиерита и слюд. Николи скрещены, Ув.90.

Рис.7. Неоднородный гранобластовый роговик. Белые зерна в центре - кордиерит. Мелкие черные пятна -углефицированкый детрит. Николи скрещены. Ув.120.

А

Р -

12-1-92

4-1-92«. О

8-3-92

5-3-92

10-16-92

□

О аргиллит Д алевролит

□ сидеритовая конкреция

■ сгс!-о1 метаконкреция

внутренняя зона X сгс!-о1 метаконкреция

переходная зона ♦ роговики

м

Рис.8. Диаграмма АЕМ для осадочных и метаморфизованных пород А=А1203-ЗК20, Е=ЕеО, М=МдО (в молекулярных количествах) .

роговиков и ороговикованных пород Аю-Дага, полученные автором. Кроме того, на диаграмме показаны точки химического состава разных зон метаконкреций, рассчитанные на основе модального минерального состава каждой из зон. Некоторые различия объясняются латеральной неоднородностью флишоидной толщи.

Из-за тонкозернистости структуры пятнистых роговиков возникают значительные трудности при определении количеств минералов в шлифах, поэтому для решения этой задачи использовалась методика, предложенная Ферри [Ferry, 1984]. На основе известного валового химического состава породы и сосуществующих в ней минералов, она позволяет ориентировочно рассчитать предельное, т.е. равновесное содержание фаз.

Количество элемента i по отношению к А1 в породе выражалось через состав и относительные количества минералов:

Заключение диссертации по теме «Петрография, вулканология», Ананьев, Вячеслав Александрович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Материалы, приведенные в диссертации, позволили сформулировать следующие основные выводы:

1) Интрузивный массив Аю-Даг входит в состав средне-верхнеюрского первомайско-аюдагского долерит габбро - диоритового комплекса даек и малых интрузивов габбро-гранитной формации завершающего этапа эволюции альпийской складчатой области. Основной объем массива слагают двупироксеновые габбро-диориты кварцевые габбро-долериты и кварцевые диориты. Главная петрохимическая особенность магматических пород массива заключается в их повышенной железистости. Проведенные структурные исследования позволяют предположить, что внедрение магматического материала происходило тогда, когда расплав был уже в значительной степени закристаллизован; в результате интрузив получил фактически сферовидно-каплевидную форму и по взаимоотношению с вмещающими породами может характеризоваться как диапировый шток или пигмолит, выжатый из промежуточной магматической камеры.

2) Маломощный контактовый ореол габбро-диоритового массива Аю-Даг образовался как следствие того, что интрузивный материал был сравнительно "холодный" и частично затвердевший.

3) Контактовое воздействие выразилось в средне- и низкотемпературном метаморфизме, следствием которого явилось образование маломощных роговиков и ороговикованных пород.

4) Роговики и ороговикованные породы внутри контактового ореола характеризуются минеральной ассоциацией: кордиерит - кварц - плагиоклаз - хлорит -мусковит; по мере удаления от контакта упомянутая минеральная ассоциация сменяется кварц - плагиоклаз -хлорит - мусковитовой и плавно переходит в уплотненные материнские породы таврической серии. Как продукт контактового воздействия выделяются три типа метаконкреций: кордиерит-оливиновые, пироксен-клиноцоизит-сульфидные и гранат-везувиановые.

5) Кордиерит-оливиновые зональные метаконкреции характеризуется следующими минеральными ассоциациями: 1) хлорит - биотит - плагиоклаз - кварц - магнетит внешняя зона); 2) Ее-кордиерит - феррогортонолит -плагиоклаз - магнетит (переходная зона);

3)феррогортонолит- Ее-кордиерит - куммингтонит - Ее-апатит (внутренняя зона); возникновение указанных минеральных ассоциаций определяется исходным распределением вещества (литологический контроль) в сидероплезитовых постседиментационных конкрециях, при данных РТ-условиях.

6) Выполненные термодинамические расчеты позволили установить что, для высокожелезистых малокремнистых метапелитов в качестве границы контактового метаморфизма по давлению может быть использовано моновариантное равновесие: кордиерит + оливин = ортопироксен + шпинель, с фиксированной железистостью

Ре =-*100%) кордиерита не более 60-65%.

Ре + Mg

7) Пироксен-клиноцоизит-сульфидные метаконкреции имеют зональное строение и состоят из клинопироксен клиноцоизит - мусковит - кальцитовой краевой зоны и кальцито-сульфидной внутренней зоны. Они образовались за счет "маложелезистых" доломит - известково мергелисто - сульфидных диагенетических конкреций.

8) Гранат-везувиановые метаконкреции образовались при привносе вещества в метаморфизованные первично карбонатно-сульфидных стяжения на эпимагматическом этапе формирования контактового ореола.

9) Контроль минеральных реакций в метаморфизующихся горных породах при данных РТ-условиях берет на себя вещественно-минералогический состав исходных пород. При этом имели место локальные вариации состава флюида от углекислотного до существенно водного, что в свою очередь, определило протекание тех или иных минеральных реакций.

10) Породы контактового ореола массива Аю-Даг сформировались в широком интервале температур, вследствие процессов метаморфизма, метасоматоза и эпимагматической гидротермальной деятельности. Максимальные температуры метаморфизма (в непосредственной близости от контакта) не превышали 600 ± 10°С при установленном давлении 1,5 кбара, что соответствует условиям нижней части фации амфиболовых роговиков. Основная часть контактового ореола сформировалась в условиях мусковит - роговиковой фации метаморфизма. Минимальная температура в контактах массива Аю-Даг определяется в широком интервале, соответствующем полю устойчивости пренита, т.е. от 280°С до 460°С. Метасоматоз в пределах контактового ореола был ограничен. Наиболее явно он проявился при образовании гранат-везувиановых метаконкреций, но и в этом случае, по-видимому, привносилась только небольшая доля вещества, необходимая для образования граната и везувиана.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Ананьев, Вячеслав Александрович, 1998 год

ЛИТЕРАТУРА

1. Ананьев В.А., Ревердатто В.В. Уникальная минеральная ассоциация Fe-апатит -Fe-кордиерит - фаялит на Аю-Даге как результат контактового метаморфизма.// Докл. АН.-1997.- т.353. №6. - С.362-364.

2. Ананьев В. А., Шеплев B.C., Ревердатто В. В. Термодинамический расчет минеральных равновесий и граница контактового метаморфизма для железистых малокремнистых метапелитов.// Докл. АН.- 1997.- т.357. №5. - С.665-666.

3. Борсук A.M., Красивская И.С., Чесноков C.B., Лазько Е.Е., Павлов В.А., Бубнов С.Н., Ярмолюк В.В. Магматизм складчатых областей// Магматические горные породы./ Под ред. В.И.Коваленко. - М.: Наука, 1987. Т.6. С.86-146.

4. Годовиков A.A. Минералогия. 2-е изд., перераб. и доп.- М.: Недра, 1983. -647 с.

5. Голдсмит Дж.Р. Фазовые взаимоотношения тригональных карбонатов.// Карбонаты: Минералогия и химия./ Под ред. Р.Дж.Ридера. Пер. с англ. -М.: Мир, 1987. С.69-104.

6. Дир У.А., Хауи P.A., Зуссман Дж. Породообразующие минералы. Т.1. Пер. с англ. -М.: Мир, 1965. -371 с.

7. Дир У.А., Хауи P.A., Зуссман Дж. Породообразующие минералы. Т.З. Пер. с англ. -М.: Мир, 1966. -317 с.

8. Еременко Г.К., Еременко Е.И. Метакарбонатные контактовые роговики Аю-Дага.// Докл. АН УССР. -1972. -№ 12. -С.585 - 589.

9. Ефремова C.B. и Стафеев К.Г. Петрохимические методы исследования горных пород: Справочное пособие. -М.: Недра, 1985. -511 с.

10. Золотухин В.В. и Васильев Ю.Р. Особенности формирования некоторых трапповых интрузий северо-запада Сибирской платформы. -М. : Наука, 1967. -230 с.

11. Золотухин В.В. Основы микроструктурного анализа изверженных горных пород. -Новосибирск: Изд. ИгиГ, 1983. -47 с.

12. Казаков A.B., Тихомирова М.М., Плотникова В. И. Система Fe0-C02-H20 и выводы о парагенезе сидеритов и фосфоритов.// Тр. ин-та / ИГН АН СССР. 1957. Вып.152. Сер. геол. С.59-71.

13. Кепежинскас К. Б. Статистический анализ хлоритов и их парагенетические типы. -М.: Наука, 1965. -307 с.

14. Коваленко А.П., Пасынков A.A. Палеовулканические центры Горного Крыма// Докл. АН СССР. -1986. -т.291. №5. -С.1192-1195.

15. Кравченко С.М. Петрографические особенности интрузивных массивов южной части центрального Крыма в

свете новых данных.// Изв. АН СССР. Сер. геол. -1958. -№10. -С.100-105.

16. Кравченко С.М. и Лебединский В. И. Изверженные породы интрузивных массивов.// Геология СССР. -М. : Недра, 1969. т.8, 4.1. С.325-337.

17. Куприянова И.И. Группа мусковита.// Типоморфизм минералов: Справочник./ Под ред. Л.В.Чернышевой. -М. : Недра, 1989. С.299-313.

18. Лебединский В.И., Кириченко Л.П. Расслоенный массив габбро-диабазов Аю-Даг (Крым).// Докл. АН УССР. Сер. Б. -1988. -№ 9. -С.22-25.

19. Лебединский В.И., Макаров H.H. Вулканизм Горного Крыма. -Киев: Изд-во АН УССР, 1962. -143 с.

20. Лиханов И.И., Тен A.A., Ревердатто В.В., Солотчина Э.П. Низкотемпературный метаморфизм глин в контактах андезитовых некков Туркмении (Западный Бадхыз).// Докл. АН. -1996. -т.346. №1. -С.91-94.

21. Логвиненко Н.В. К вопросу о флишевом характере свиты таврических сланцев Крыма.// БМОИП. Отд. геол. -1954. -т. 29. Вып. 6. -С.51-62.

22. Логвиненко Н.В., Карпова Г.В., Шандыба К. Г., Шапошников Д. П. К минералого-петрографической характеристике таврической формации Крыма.// Докл. АН СССР. -1959. -т. 124. № 4. -С.911-914.

23. Лучицкий В.И. Петрография Крыма. -М.:, Л.: Изд-во АН СССР, 1939. -98 с.

24. Милановский Е.Е., Короновский Н.В. (Эрогенный вулканизм и тектоника Альпийского пояса Евразии. -М. : Наука, 1973. -323 с.

25. Муратов М.В. Основные черты геологического строения и истории Крыма и Черного моря.// Геология СССР. -М. : Недра, 1969. т.8. ч.1. С.32-59.

26. Муратов М.В., Архипов И.В., Успенская Е.А. Стратиграфия, фации и формации юрских отложений Крыма.// БМОИП. Отд. геол. -1960. -т. 35. Вып. 1. -С.68-75.

27. Попов B.C., Перцев H.H. Актуальные вопросы современной петрографии. Сб. -М.: Наука, 1974. С.67-68.

28. Породобразующие пироксены./ Добрецов Н.Л., Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П., Кутолин В.А.; Под ред. В.С.Соболева -М.: Наука, 1971, -454 с.

29. Ревердатто В.В. Фации контактового метаморфизма. М.: Недра, 1970. -271 с.

30. Ревердатто В.В. Метаморфизм в контактах Анакитского траппового массива на р.Нижней Тунгуске.// Материалы по генетической и экспериментальной геологии. Т. 2. / Тр. ин-та / ИГиГ СО АН СССР. 1964. Вып.30. С. 97-168.

31. Ревердатто В.В. и др. О находке ранкинита.// ЗВМО. -1974. -Часть 103. вып. 1. -С.67-82.

32. Соболев B.C. Петрология траппов Сибирской платформы.// Тр. ин-та / Всесоюзный Арктический институт АН СССР. 1936. T.XLIII. Сер. геол. 356 с.

33. Соболев B.C. и Костюк Е.А. Группа амфиболов.// Фации метаморфизма./ Под ред. В.С.Соболева. -М. : Недра, 1970. С. 379-400.

34. Спиридонов Э.М. Метаморфические и метасоматические образования Горного Крыма.// Геологическое строение Качинского поднятия. -М.: Наука, 1989. С.136-152.

35. Спиридонов Э.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. Магматические образования Горного Крыма. Статья 1.// БМОИП. отд. геол. -1990. -т. 65. Вып. 4. -С.119-133.

36. Спиридонов Э.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. Магматические образования Горного Крыма. Статья 2.// БМОИП. отд. геол. -1990. -т. 65. Вып." 6. -С.102-112.

37. Фонарев В. И. Минеральные равновесия железистых формаций докембрия (экспериментальные, термодинамические и петрологические данные) . -М. : Наука, 1987. -296 с.

38. Хлестов В.В., Кепежинскас К. Б. Хлориты.// Фации метаморфизма./ Под ред. В.С.Соболева. -М.: Недра, 1970. С. 411-417.

39. Хьюджес Ч. Петрология изверженных пород. Пер. с англ. -М.: Недра, 1988. -320 с.

40. Шалимов А.И., Логвиненко Н.В. Таврическая серия. Крым.// Геология СССР. -М. : Недра, 1969. т.8. ч.1. С.74-77 .

41. Abraham К. and Schreyer W. Petrology of a Ferruginous Hornfels from Riekensgluck, Harz Mt, Germany.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1973. -V.40. -P.275-292.

42. Berman R.G. Internally-consistent thermodynamic data for minerals in the system Na20-K20-Ca0-Mg0-Fe0-Fe203-Al203-Ti02-Si02-H20-C02.// Journ. of petrology. 1988. -V.29. Part.2. -P.445-522.

43. Ferry J.M. A biotite isograd in South-Central Maine, USA: mineral reactions, fluid transfer, and heat transfer.// Journ. of petrology. -1984. -V.25. Part.4. -P.871-893.

44. Furlong K.P., Hanson R.B. & Bowers J.R. Modeling thermal regimes.// Contact metamorphism./ Mineralogical Society of America. Reviews in Mineralogy. V.26. 1991. P.437-506.

45. Helgeson H.C., Delany J.M., Nesbitt H.W.,Bird D.K. Summary and critiqueof thermodynamic properties of

rock-forming minerals.// Am. Journ. of Sci. -1971. V.278A. -229 p.

46. Herzberg C.T. The reaction forsterite + cordierite = aluminous orthopyroxene + spinel in the system MgO-Al203-Si02.// Contrib. Mineral. and Petrol. -1983. -V.84. -P.84-90.

47. Holdaway M.J. Thermal stability of Al-Fe Epidote as function of f0 and Fe content. Contrib. Mineral, and

Petrol. -1972. -V.37. -P.307-340.

48. Holdaway M.J., Lee S.M. Fe-Mg Cordierite stability in high-grade pelitic rocks based on experimental, theoretical, and natural observations.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1977. -V.63. -P.175-198.

49. Holland T.J.B & Powell R. An enlarged and updeted internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: the system K20-Na20-Ca0-Mg0-Mn0-Fe0-Fe203-Al203-Ti02-Si02-C-H2-02. // Journ. Metamorphic Geol. -1990.-V.8. -P.89-124.

50. Jaeger J.C. Cooling and solidification of igneous rocks. Basalts. V 2. Interscience Publisher a division of J.Willy & Sons, New York, London, Sidney. -1968. -P. 503-536.

51. Kerrick D. M. Review of metamorphic mixed-volatile (H20-C02) equilibria.// Am. mineralogist. -1974. -V.59. -P.729-762.

52. Lepezin G.G. & Melenevsky V.N. On the problem of water diffusion in the cordierites.// Lithos. -1977. -#10. -P.49-57.

53. Likhanov I.I., Reverdatto V.V. & Memmi I. The origin of arfvedsonite in metabasites from contact aureole of the Kharlovo gabbro intrusion (Russia).// European Journ. Mineral. -1995. -V.7. -P. 379-389.

54. Metz P. & Trommsdorff V. On phase equilibria in metamorphosed siliceous dolomites.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1968. -V.18. -P.305-309.

55. Mukhopadhyay B. & Holdaway M.J. Cordierite - garnet - sillimanite - quartz equilibrium: 1. New experimental calibration in the system Fe0-Al203-Si02-H20 and certain P-T-XH20 relations.// Contrib. Mineral, and Petrol. 1994. -V.116. -P.462-472.

56. Pitcher W.S. The nature, ascent and emplacement of granitic magmas. // J. Geol. Soc. London, -1979, V.136, -P.627-662.

57. Powder Difraction File.// Inorganic Phases./ JCPDS. USA. 1981. 937 p.

58. Reverdatto V.V., Sharapov V.N. and Melamed V.G. The controls and selected pecularities of the origin of contact metamorphic zonation.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1970. -V.29. -P.310-337.

59. Reverdatto V.V., Sharapov V.N. and Slobodskoy R.M. Some questions of analytical simulation of contact metamorphism.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1972. -V.36. -P.310-337.

60. Schreyer W. & Schairer J.F. Compositions and structural states of anhydrous Mg-cordierites: a reinvestigation of the central part of the system MgO-Al203-Si02-H20.// Journ. of Petrology. -1961. -V.2. -P. 324-406.

61. Seifert F. Stability of sapphirine: a study of the aluminous part of the system Mg0-Al203-Si02-H20.// Journ. of Geology. -1974. -V.82. -P.173-204.

62. Skippen G.B. Experimental data for reactions in siliceous marbles.// Journ. of Geology. -1971. -V.79. -P. 457-481.

63. Smith D. Stability of the assemblage iron-rich orthopyroxene-olivine-quartz.// Am. Journ. of Sci. 1971. -V.271. #4. -P. 370-382.

64. Thompson A. B. PCo2 in low-grade metamorphism; zeolite, carbonate, clay mineral, prehnite relations in

the system Ca0-Al203-Si02-C02-H20.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1971. -V.33. -P.145-161.

65. Thompson A.B. Mineral reaction in a calc-mica schist from Gassets, Vermount, USA.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1975. -V.53. -P.105-127.

66. Wood B.J., Banno S. Garnet - orthopyroxene and orthopyroxene - clinopyroxene relationships in simple and complex systems.// Contrib. Mineral, and Petrol. -1973. -V.42. -P.109-124.

67. Yoder H.S. Role of water in metamorphism.// Geol. Soc. Amer. Spec. Paper.-1955. -V.62. -P.505-524.