94

Ю. К. Калинин*, В. В. Ковалевский**

ШУНГИТОВЫЕ ПОРОДЫ И БАЗИТЫ: ОСОБЕННОСТИ СОВМЕСТНОГО ГЕНЕЗИСА***

Термодинамические режимы глубин-ного петрогенеза – ведущие породо-образующие и металлогенические факторы в раннем докембрии.

К. О. Кратц

Шунгитовые породы – докембрийские (~2 млрд лет) углеродсодержащие породы Карелии (Россия), являющиеся природными композиционными мате-риалами, специфические свойства которых обуслов-лены, с одной стороны, структурой и свойствами уг-лерода (шунгита), с другой – сложным минеральным составом, изменяющимся от кремнистого, алюмоси-ликатного и карбонатного до смешанного (Шунги-ты…, 1984).

Шунгит является специфичной формой углеро-да, представляющей собой неграфитируемый фул-лереноподобный углерод, отличающийся от гра-фитового на уровне надмолекулярной, молекуляр-ной, атомной и зонной (электронной) структуры (Ковалевский, 2009). Главным надмолекулярным признаком шунгита можно считать способность формировать сферические структуры – полые гло-булы, на атомном и молекулярном уровне – нали-чие помимо только гексагональных колец, свойст-венных графиту, также пентагональных и гептаго-нальных, характерных для фуллереноподобных структур. На уровне зонной структуры – уменьше-ние по отношению к графиту энергий коллектив-ных возбуждений валентных (внешних) и основ-ных (внутренних) π- и σ- электронов, что также присуще и фуллеренам. При этом шунгит некото-рых месторождений имеет диамагнитные свойства, характерные для фуллеренов. По вопросу генезиса шунгитового углерода высказано множество точек зрения (Иванкин и др, 1987; Филиппов, 2002), од-нако они не дают ответа на вопрос – какие геоло-гические факторы обусловили появление в зеле-носланцевой фации метаморфизма фуллеренопо-добного углерода, условия формирования которо-го характеризуются более высокими температура-ми (выше 2500 °С).

Структура шунгитовых пород также своеобразна. Силикатные минералы размерностью в среднем око-ло 1 мкм распределены в матрице шунгитового угле-рода. Такое строение типично для стеклокристалли-ческого материала – ситалла. Малый и одинаковый размер кристаллизующихся частиц обусловлен нали-чием некристаллической матрицы, препятствующей доставке необходимых веществ для роста кристал-лов. В шунгитовых породах функцию контроля за ростом силикатов выполняла органическая матрица. Ситальная структура шунгитовой породы позволяет рассмотривать ее происхождение из гомогенной вяз-кой массы (магмы) (Калинин, Ковалевский, 2013).

Наиболее значимой геологической особенностью шунгитовых пород является их связь с основным вулканизмом в палеопротерозое Карелии (Голубев и др., 2010). Параметрической скважиной в разрезе за-онежской свиты выделены пять крупных ритмов (Крупеник и др., 2011). Нижние части ритмов пред-ставлены углеродистыми образованиями, а верхние – лавовыми покровами. Повсеместны прямые контак-ты базитов с шунгитами. Такие контакты описаны на Лебещине (Бискэ и др., 2004), в геологических отче-тах при разведке Максовской, Зажогинской, Полежа-евской залежей, Чевжаваре (рис. 1).

Разнообразные контакты шунгита с базитом объ-ясняют на примере участка Лебещены внедрением высокотемпературной магмы в осадочный горизонт пластичного органоминерального материала (прото-шунгита). Однако такие трактовки не объясняют ни структурных особенностей шунгитового фуллерено-подобного углерода, ни структурных особенностей (ситальной структуры) шунгитовых пород, ни терми-ческого воздействия на шунгитовое вещество на кон-такте шунгитовых пород с мощными силлами (как в Чевжаваре) и на шунгитовый углерод в изолирован-ных включениях в базите.

Исследование образцов шунгитового вещества в аншлифах, отобранных на контакте с базитом (Чевжавара, канал долерита в Максово) и удаленного от контактов (табл. 1), методом рамановской спек-троскопии позволило определить типы включений

–––––––––––––––– * Научно-производственный комплекс «Карбон-Шунгит»,

Петрозаводск. ** Институт геологии КарНЦ РАН, Петрозаводск. *** Статья публикуется в порядке дискуссии генезиса шун-

гитовых пород. (Прим. ред.)

95

Т а б л и ц а 1

Параметры спектров комбинационного рассеяния углерода в базитах и шунгитовых породах

Образец, содержащий углерод

G-пик, см-1

D-пик, см-1

R1 La, нм

Базит_Mаксово_2_1 1583 1350 1,17 3,7 Базит_Mаксово_2_9 1581 1345 1,27 3,5 Базит_Mаксово_4_11 1585 1350 1,52 2,9 Базит_Чевжавара_3 1600 1344 1,62 2,7 Шунгитовая порода_ Чевжавара_3 1582 1334 1,54 2,8

шунгитового углерода в базитах. Для некоторых об-разцов наблюдается наличие взаимосвязанных вклю-чений и прожилков (рис. 2, а), для других, напротив, обособленных включений углеродистого вещества (рис. 2, б, в). Наличие мелких изолированных угле-родных включений в базите исключает его контами-нацию в уже сформировавшийся базит. Занос орга-нического вещества в пирогенный базит также мало-вероятен: оно не могло сохраниться в расплавленной магме. Однако углеродистое вещество сохранилось, а структурное состояние образовавшегося шунгита, определенное по рамановской спектроскопии (рис. 2, г), не отмечает это воздействие и, более того, соответст-

вует шунгиту, удаленному от зоны контакта (табл. 1). Таким образом, для шунгитов в базитах наблюдается ряд особенностей, которые трудно объяснить с пози-ций известных генетических гипотез образования шунгитовых пород.

Рис. 1. Контакт базита с шунгитовой породой (Максов-ская залежь)

Рис. 2. Включения шунгита в базитах, определенные по результатам рамановской спектроскопии:

а, в – из залежи Максово, б – из залежи Чевжавара. Кружками в центре фотографий изображен максимальный размер области, с которой производился анализ. На рисунке г представлен характерный рамановский спектр, из которого по соотношению G-пика (Graphite – гра-фитовый) и D-пика (Disorder – дефектность) находились размеры графеновых областей в плоскости слоя (La)

96

Окислительно-восстановительные реакции между шунгитовым углеродом и оксидами зольной части шунгитовой породы являются более чувствительными индикаторами на термическое воздействие. На кон-такте с пирогенными базитами следовало бы ожидать активную реализацию следующих окислительно-вос-становительных реакций в порядке очередности:

R2O + Cш → CO + 2R ↑ (где R = Na, K) FeO + Cш → CO + Fe SiO2 + 2Cш → Si + 2CO SiO2 + 3Cш → SiC + 2CO Все эти реакции реализуются на практике в ме-

таллургии при использовании шунгитовой породы в доменных плавках. Реализация этих реакций на кон-такте с базитом могла быть зафиксирована:

1. По изменению материального баланса щелоч-ных оксидов на контакте с базитом и в объеме шун-гитового тела, так как восстановленный щелочной металл выносится из сферы реакции в газовой фазе.

2. По фиксации металлического железа в сфере реакции и по ферромагнитным свойствам веществ в зоне контакта.

3. По появлению металлического кремния и кар-бида кремния в веществе на контакте.

Никаких подобных изменений состава и свойств на контакте в шунгитовой породе не обнаруживается. Более того, происходит обогащение базита щелочами. Так, на месторождении Чевжавара среднее отношение R2O/Al2O3 в базите – 0,24, а в базите на контакте с шунгитовой породой – 0,40–0,44, т. е. базит на контак-те обогащается R2O, и отношение R2O/Al2O3 в базите приближается к таковому в шунгитовых породах.

Поскольку не обнаруживается термического влияния базита на шунгит, то есть основания для вы-вода, что базиты заонежской свиты не были пироген-ными. Напротив, выявляется сильное влияние шун-гитовой породы на химический состав базита, нахо-дящегося с ней в контакте. Эти влияния четко опре-делены и проявляются, в первую очередь, в содержа-нии щелочных (одновалентных) и щелочеземельных (двухвалентных) оксидов. В табл. 2 приведены соста-вы долеритов из канала Максовской залежи.

Т а б л и ц а 2

Химический состав долеритов Максовской залежи

№ пробы

SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O ппп

1 51,60 2,43 13,9 16,08 6,28 0,50 0,28 2,00 5,692 51,16 2,25 13,65 16,44 5,85 1,06 0,65 2,88 5,143 49,16 2,10 13,59 18,11 5,89 0,42 0,45 2,93 5,30

В классических базитах (Заварицкий, 1961) и в

базитах заонежской серии (Куликов и др., 2011) пре-обладающий щелочной оксид всегда Na2O. В долери-тах канала, как и в шунгитовых породах Максовской залежи, преобладающим щелочным оксидом являет-ся K2O. Показательно влияние шунгитового углерода на изменение соотношения в базите двухвалентных оксидов, что прослеживается на диаграмме FeO – MgO – CaO (рис. 3). Известные средние составы ба-зитов (базальтов, диабазов, долеритов по Дэли, трап-пов по Куплетскому – Заварицкий, 1961) и базиты заонежской свиты занимают поле (1) в центре диа-граммы. Все шунгитовые породы, при отсутствии в них карбонатов, занимают положение в поле (2), не-зависимо от содержания в них Сш, состава минераль-ной основы, типа залежей (конусные, пластовые), возраста (заонежской или суйсарской свит). Нане-сенные на диаграмму шунгитовые породы представ-лены в табл. 3. Долериты канала на диаграмме нахо-дятся в поле (2) – в поле шунгитовых пород – и обла-дают одновременно химическими чертами классиче-ских базитов и шунгитовых пород. По содержанию оксидов SiO2, Al2O3, TiO2, MgO долериты канала яв-ляются аналогами базитов. По содержанию CaO, со-отношению в группе FeO : MgO : CaO, преобладаю-щему щелочному оксиду долериты обладают родст-венными чертами с шунгитовыми породами. Нали-чие таких общностей, отсутствие термических гради-ентов на контакте долерита и шунгитовой породы в Максово, как и на контакте базальта и шунгитовой породы в Чевжаваре, магматический этап в истории всех трех веществ (базитов, долеритов, шунгитовых пород) позволяют высказать предположение, что все эти породы – продукты единого хемогенного очага.

Рис. 3. Положение составов сибирского траппа, долерита, диабаза и базальта по Заварицкому; долерита заонежской серии, долерита канала в Максово и шунгитовых пород на диаграмме FeO – MgO – CaO

97

Т а б л и ц а 3

Состав золы пород шунгитовых залежей K подтолщи

Участок Проба C SiO2 TiO2 Al2O3 FeOобщ MgO CaO

∑ = FeO + MgO + CaO

Na2O K2O

1 Базит заонежский

Средняя – 50,4 2,00 14,08 15,00 6,40 8,07 29,47 2,61 0,87

2 Максово Долерит канала (по 3 пробам) – 53,51 2,39 14,59 17,87 6,32 0,71 24,90 1,27 2,84 3 Максово Продукт. шунгиты (сред. по 85 пробам) 32,0 87,7 0,37 5,90 3,10 0,99 0,26 4,35 0,15 1,63 4 Зажогинская

залежь Скв. 284 (верхн. – 3 пробы) 10,3 59,0 1,04 15,89 9,30 10,16 0,28 19,74 0,38 3,82

5 Зажогино Скв. 284, 285, 286 (64 пробы) 28,6 85,33 0,30 5,94 3,72 1,77 0,36 5,85 0,30 2,27 6 Максово

пласт VII Скв. 214, 231, 271 (сред. по 5 пробам) 18,0 74,25 0,79 10,46 5,69 3,68 1,92 11,29 0,25 2,90

7 Максово пласт VIII

Скв. 236, скв. 251 – 3 пробы 29,6 74,20 0,87 11,13 8,09 2,88 1,53 12,5 0,18 1,32

8 Максово пласт IX

Скв. 251, 255, 271 (сред. по 6 пробам) 35,1 68,95 1,02 10,24 12,73 2,49 1,03 16,27 0,28 3,0

9 Шуньга Ш-II (сред. по 2 пробам) 61,0 54,6 2,14 17,23 9,50 7,44 1,78 18,72 0,48 6,78 10 Шуньга Ш-III (сред. по 3 пробам) 40,0 74,8 0,82 7,59 6,66 3,11 0,63 10,4 2,07 4,33 11 Кочкома По 5 пробам 37,6 67,4 1,0 17,40 6,13 2,46 0,30 8,9 1,38 3,84 12 Пажа Ш-V (сред. по 9 пробам) 4,0 61,76 1,55 17,58 9,02 4,34 0,06 13,42 0,68 4,54 13 Мягрозеро Горизонт К2 0,5 59,9 1,6 17,1 12,54 3,21 1,4 17,15 1,21 3,12

Рассмотрим более детально связи между базита-ми и шунгитовыми породами на примере пород По-лежаевской залежи, которые являются благоприят-ным объектом для наблюдения за эволюцией базитов под влиянием шунгитовых пород по следующим причинам:

1. Породы Полежаевской залежи по геологиче-ским описаниям представляют собой, с одной сторо-ны, базальтовые туфы, в разной степени содержащие Сш, а с другой – шунгитовые породы с разным содер-жанием углерода. Содержание Сш в туфах меняется от 0 до 20%, в шунгитовых породах – от 0 до 46%.

2. На породы имеются около 700 анализов по 7 показателям: ппп, Сш, SiO2, Al2O3, FeOобщ., MgO, CaO. Охарактеризованными химически оказались породы во всем диапазоне содержаний Сш.

3. Предоставляется возможность проследить из-менения составов золы пород в широком диапазоне содержаний Сш. Для этого все породы были разбиты на группы по содержанию Сш: группы туфов с Сш в % 0–5; 5–10; 10–20, группы шунгитов с Сш в % 0–5; 5–10; 10–20; 20–30; 30–40; более 40. На диаграмме FeО – MgO – CaO прослежено положение фигура-тивных точек составов для всех выделенных групп (рис. 4).

Фигуративные точки всех анализов пород Поле-жаевской залежи укладываются в основном в четыре поля на диаграмме (рис. 4). Поле (1) – это собственно поле базитов (рис. 3). Поле (2) – поле шунгитовых пород. Поле (3) – поле кальциевых карбонатов. Поле (4) – поле доломитовых карбонатов. Карбонаты со-средоточены в основном в туфах при содержании Сш < 5%. При малых содержаниях Сш (<5%) породы в основном диагностируются как туфы. Проб шунги-товых пород с Сш < 5% немного. В диапазоне Сш = 5–20% вероятность существования пород в виде туфов и шунгитовых пород почти одинаковая. Распределе-ние фигуративных точек составов по полям диаграм-мы принципиальных различий также не имеет. С увеличением Сш доля точек в полях (1), (3), (4) со-

кращается и увеличивается доля точек в поле (2). С увеличением Сш сокращается количество CaO в по-родах. При содержании Сш ≥ 20% породы находятся в форме шунгитовых пород. При Сш ≥ 30% все точки находятся только в поле (2), CaO вынесен из пород максимально. Образованные карбонаты перенесены и сконцентрированы в малоуглеродистые породы. В химическом составе золы туфов и шунгитовых пород различия незначительны (табл. 4).

Т а б л и ц а 4

Состав золы шунгитовых пород (ШП) и туфов (ТФ) Полежаевской залежи

№ п/п

Участок, проба

С SiO2 Al2O3 FeO MgO CaO

1 516-33 30,58 64,02 15,03 10,29 4,28 0,34 2 516-31 34,76 62,88 12,90 9,78 4,13 1,04 3 518-09 34,96 63,00 15,18 8,94 2,43 1,42 4 518-13 43,15 58,50 15,17 12,39 3,66 1,37 5 525-09 46,53 64,08 13,31 9,12 2,66 2,03 6

ШП

526-10 48,29 62,41 14,43 10,52 0,89 0,93 7 510-1 10,54 53,67 14,90 14,52 9,74 3,28 8 518-1 15,51 60,30 16,23 8,54 6,85 2,00 9 516-26 17,61 56,60 13,14 12,93 5,95 1,88 10 538-5 18,53 62,4 15,18 10,87 3,59 1,56 11 518-2 9,93 62,47 14,31 9,20 6,52 2,00 12 518-7 9,70 58,48 14,48 12,08 6,10 1,90 13

ТФ

512-18 8,97 62,21 11,80 12,02 3,30 2,12

Анализ позволяет предположить, что минераль-

ная основа туфов и шунгитовых пород – одно и то же исходное вещество – базит. Различия проявляются в структуре породы. При содержании Сш в породе до 20% возможна кристаллизация минерального веще-ства в двух вариантах: базальтовом (зерен с размер-ностью, характерной для базальтов) и ситальном (с микронной размерностью минералов). Определяю-щим фактором в выборе варианта кристаллизации является содержание Сш. При Сш < 5% формируется в основном базальтовая структура. При Сш = 5–20% вероятность формирования базальтовой и ситальной структур равновероятна. При Сш ≥ 20% происходит

98

Рис. 4. Распределение составов шунгитовых пород (ШП) и туфов Полежаевской залежи на диаграмме FeO – MgO – CaO:

(1) – поле базитов; (2) – поле шунгитовых пород; (3) – поле кальциевых карбонатов; (4) – поле доломитовых карбонатов

формирование типичной для шунгитовых пород си-тальной структуры. Рис. 5 иллюстрирует изменение содержания каждого оксида группы МеО (CaO, MgO, FeO) во всем диапазоне изменений Сш в поро-дах Полежаевской залежи и сумму оксидов группы МеО. В пределах Сш до 8% содержание оксидов группы МеО в породах выше, чем в базите. По CaO и MgO превышение достигает 3 раз, по FeO – 1,5 раза. По CaO и MgO это превышение объясняет-ся концентрацией в малоуглеродистых породах кар-бонатов, по FeO это может быть связано с образова-нием и концентрацией в малоуглеродистых породах сульфидов.

С увеличением Сш максимальное содержание МеО постоянно снижается, но нижнее предельное содержание сохраняется на постоянном уровне 5% МеО. При содержании Сш ≈ 50% колебания в мине-ральном составе отсутствуют, содержание МеО = 5%. Этому содержанию соответствует максимальный вынос МеО из базита, равный почти 90% от первона-чального в породе. За счет выноса МеО содержание SiO2, Al2O3 в преобразованном базите повышается. Это отражено на рис. 6, построенном по данным табл. 4. Фигуративные точки составов туфов и шун-гитовых пород образуют единую линию, описывае-мую формулой SiO2 = 73–0,7 МеО. При МеО = 30%,

99

Рис. 5. Распределение CaO, MgO, FeO по отдельности и в сумме (MeO) в породах Полежаевской залежи в зависимо-сти от содержания шунгитового углерода (С)

Рис. 6. Зависимость содержания SiO2 от суммарного содержания CaO, MgO, FeO (МеО) в золе пород (∆ – туфы; – шунгитовые породы)

содержании, типичном для базитов, формула дает SiO2 = 52%. Это характерно для базита и является еще одним подтверждением того, что исходным ве-ществом для шунгитов и туфов Полежаевской зале-жи является классический базит. При контакте с Сш из классического базита выносится МеО, и базит за-кономерно меняет состав, превращаясь в Бпр. – золу шунгитивой породы Na подтолщи.

Шунгитовые породы Na подтолщи представляют собой, таким образом, двухкомпонентный продукт, состоящий из Сш и Бпр. (преобразованного базита). Исходя из этого положения, содержание в породе

Бпр. = 100 – С. С использованием этой формулы и данных табл. 4 построен график Al2O3 – Бпр. (рис. 7). Среднее содержание Al2O3 в Бпр. Na подтолщи рав-но 15%. В золе ряда проб шунгитовых пород К подтолщи максимальное содержание Al2O3 состав-ляет ≈17%, что, по всей вероятности, отражает со-держание базита в калиевых Бпр. По анализам этих проб построена вторая зависимость Бпр. от Al2O3. Определение содержания базита в породах К под-толщи проводится по этой линии и соответственно определяется компонентный состав пород К под-толщи.

100

Al2O3

Рис. 7. Зависимость содержания преобразованного базита (Бпр.) от содержания Al2O3 в шунгитовых породах Na ( ) и К (∆) подтолщ

Рис. 8. Компонентный состав шунгитовых пород K и Na подтолщ

Состав шунгитовых пород К подтолщи по компо-нентному составу значительно разнообразнее (рис. 8). Породы К подтолщи могут быть как двухкомпонент-ными (шунгиты-II Шуньги, высокоуглеродистые шунгиты Кочкомской залежи и низкоуглеродистые сланцы Пажи и Мягрозера), так и трехкомпонентны-ми (шунгитовые породы конусовых залежей, шунги-ты-III Шуньги, а также шунгитые породы пластов-потоков на максовском конусе). Максимальное со-держание Qz фиксируется в шунгитовых породах конусных залежей (44–46%), что представляется не-случайным. Высококремнистые магмы являются вы-соковязкими и поэтому склонными к образованию конических форм. Конуса от других форм K-типа от-личаются постоянством состава и значительными объемами однородного вещества. На этом основании можно сделать вывод, что высокоуглеродистые вы-

сококремнистые магмы конусов являются термоди-намически наиболее устойчивыми составами. В раз-ные периоды протерозоя – людиковский и калевий-ский – толщи шунгитсодержащих пород состоят из двух подтолщ – нижней – натровой (Na) – и верхней – калиевой (K). Состав шунгитовых пород нижней подтолщи двухкомпонентный, состоящий из шунги-тового углерода (Сш) и преобразованного базита (Бпр.), верхней – либо двухкомпонентный (Сш + Бпр.), либо трехкомпонентный (Сш + Бпр. + Qz).

В хемогенном очаге в присутствии CO2 комплекс оксидов в соотношении, характерном для базитов, становится термодинамически нестойким. В нем происходят преобразования, в Na очаге – в выносе из базита двухвалентных оксидов МеО, в К очаге – в выносе оксидов МеО и замещении Na2O на K2O. Вы-несенные из базита оксиды МеО взаимодействуют

101

с CO2 и образуют карбонаты, которые отслаиваются (ликвируют) в хемогенном очаге от Бпр. и протошун-гитов с формированием в последующем пластов кар-бонатных или карбонатсодержащих пород.

Продукты хемогенного очага определялись ка-чественным и количественным составом источни-ков поступления. В людиковский период такими источниками были базальт, мантийный углерод, поступающий в больших количествах, и собствен-но среда очага. Первичное состояние углерода в мантии могло быть аналогично современному (Сш), попавшему на нашу планету в период ее фор-мирования.

Среда самого хемогенного очага, исходя из обра-зовавшихся продуктов, содержала воду, щелочи, хлор, серу. О наличии серы в очаге свидетельствуют высокие концентрации сульфидов в шунгитовых толщах, на наличие хлора указывают соли, обнару-женные в толще людиковия – ятулия. Вывод о ще-лочном характере среды базируется на способности менять определяющий щелочной оксид в шунгито-вых породах, замещать Na2O на K2O в базитах, ме-нять содержание щелочей в шунгитовых породах. Окислительно-восстановительная среда очага в этот период была нейтральной. Между перечисленными веществами в условиях нейтральной среды и Na ще-лочи возможны следующие реакции:

Сш + H2O → CO2 + CnHm (углеводороды нефтяно-го ряда) (1)

Возможность образования нефтеподобных про-дуктов показана даже при использовании в качестве твердого углерода алмаза (Жимулёв и др., 2012).

Б (базальт) + CO2 → Бпр. + карбонаты Сa и Mg (2) Бпр. – базит преобразованный, разнообразного со-

става в зависимости от степени выноса из него МеО + TiO2. Соединения TiO2 – рутил, сфен обнаружены при микроанализе на контакте шунгита с диабазом в породах Чевжавары.

Б + Сш (в присутствии Cl, S) → Бпр. + CO2 + FeS + NaCl (3)

Оксиды железа и щелочей относятся к наиболее легко восстанавливаемым.

СnHm + Бпр. → ОСК, (4) где ОСК – органосиликатный комплекс, химическое соединение сложного состава типа полиорганоме-таллосилоксана, предельно насыщенное углеводо-родами. Это протовещество современной шунгито-вой породы с содержанием углерода 40–70% (шун-

гит II разновидности), обладающее пластичными свойствами.

ОСК + Бпр. → двухкомпонентные шунгитовые по-роды с разным содержанием Сш (5)

В очаге с калиевой средой преобразования ба-зальта в Бпр. заключаются не только в выносе МеО + TiO2, но также в замещении Na2O на K2O. По реак-ции (4) образуются ОСК с содержанием Сш до 70%.

Возможны образования шунгитовых пород не только по реакции (5), но также и:

ОСК + Бпр.+ Qz → разнообразные шунгиты по со-ставу золы и содержанию Сш (6)

В калевии имеются черты общности с процессами людиковийских хемогенных очагов: происходит сме-на Na подтолщи на К подтолщу, осуществляются ре-акции (1) и (2). Но нет реакций (3), (4), (5), (6). Из хемогенного очага выносятся в бассейн Бпр. и СnHm (углеводороды). В бассейне углеводороды сорбиру-ются частицами Бпр. и образуют шунгитсодержащие сланцы с постоянным, но низким Сш. Возможно, спе-цифика химических процессов в суйсарском хемо-генном очаге объясняется малым количеством посту-пающего в очаг Сш. Избыточные по отношению к сорбции углеводороды образуют лепешки на поверх-ности бассейна, подобные современным нефтеподоб-ным, метаморфизованные в шунгитовый углерод.

В ятулии нет свободного углерода, но имеются черты общности базитов с преобразованным базитом людиковия и большие объемы карбонатов. В статье А. И. Голубева и др. (2010) приведены составы пик-ритобазальтов ятулия среди туломозерских доломи-тов: SiO2 42,27; TiO2 1,19; Al2O3 13,07; Fe2O3 13,79; MgO 13,94; CaO 1,68; Na2O 0,45; K2O 1,55. Преобла-дающим щелочным оксидом в них является К. Доля CaO в составе МеО составляет 5,7%, т. е. состав пик-ритобазальтов лежит в поле (2) на диаграмме FeO – MgO – CaO, в поле шунгитов. Авторы отмечают, что особенностью атмосферы ятулия является окисли-тельный характер. С учетом этого обстоятельства в хемогенном очаге поступающий Сш нацело окислялся Сш + O2 → СO2 и шли процессы образования карбо-натов Б + СO2 → Бпр.+ карбонаты.

Таким образом, во все периоды протерозоя дейст-вовали хемогенные очаги. Набор продуктов хемоген-ных очагов, соотношение между шунгитовым угле-родом и карбонатами менялось в зависимости от окислительно-восстановительных условий в очаге и количества поступающего в очаг углерода.

ЛИТЕРАТУРА

Бискэ Н. С., Ромашкин А. Е., Рычанчик Д. В. Протеро-

зойские пеперит-структуры участка Лебещина // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 7. Петрозаводск, 2004. С. 193–199.

Голубев А. И., Ромашкин А. Е., Рычанчик Д. В. Связь углеродонакопления с основным вулканизмом в палеопро-терозое Карелии (ятулийско-людиковийский переход) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Вып. 13. Пет-розаводск, 2010. С. 73–79.

Жимулёв Е. И., Чепуров А. И., Синякова Е. Ф. и др. Кристаллизация алмаза в системах FE–CO–S–C и FE–NI–S–C и роль металл-сульфидных расплавов в генезисе алма-зов // Геохимия. 2012. № 3. С. 227–239.

Заварицкий А. Н. Изверженные горные породы. М., 1961.

Иванкин П. Ф., Галдобина Л. П., Калинин Ю. К. Шунги-ты: проблемы генезиса и классификации нового вида угле-родистого сырья // Сов. геология. 1987. № 12. С. 40–47.

Калинин Ю., Ковалевский В. Шунгитовые породы: гори-зонты научного поиска // Наука в России. 2013. № 6. С. 66–72.

Ковалевский В. В. Шунгит или высший антраксолит? // Записки РМО. 2009. № 5. C. 97–105.

Крупеник В. А., Ахмедов А. М., Свешникова К. Ю. Строение разреза Онежской структуры по данным бурения ОПС // Онежская палеопротерозойская структура (геоло-гия, тектоника, глубинное строение и минерагения). Пет-розаводск, 2011. С. 172–176.

Куликов В. С., Рычанчик Д. В., Голубев А. И. и др. Лю-диковий // Там же. С. 67–101.

Филиппов М. М. Шунгитоносные породы Онежской структуры. Петрозаводск, 2002. С. 7–32.

Филиппов М. М., Бискэ Н. С., Первунина А. В., Дейнес Ю. Е. Сопоставление известных и новых данных о геоло-гическом строении Максовского месторождения шунгито-носных пород // Геология и полезные ископаемые Каре-лии. Вып. 12. Петрозаводск, 2009. С. 130–142.

Шунгиты – новое углеродистое сырье / Под ред. В. А. Соколова, Ю. К. Калинина, Е. Ф. Дюккиева. Петрозаводск, 1984. 182 с.