WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Лаврик С.Н. Холодниканский зеленокаменный пояс: петрогенезис ортопротолитов метаморфических пород

Научная статья

 

Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      1   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf

Холодниканский зеленокаменный пояс: петрогенезис ортопротолитов метаморфических пород

Лаврик С.Н. (s lavrik@mail.ru)

Дальневосточный геологический институт ДВО РАН 690022, Владивосток, просп. 100-летия Владивостока, 159

Введение

Предлагаемое сообщение является продолжением цикла статей, посвященных новым данным по геологии Холодниканского зеленокаменного пояса (ХЗКП) [21, 22]. Рассматриваются геохимические особенности метаморфических пород холодниканского метаморфического комплекса (ХК) с целью установления условий формирования их вулканогенных протолитов (ортопротолитов). В составе ХК выделено две толщи, из которых нижняя имеет исходную вулканогенную, а верхняя - вулканогенно-осадочную природу [21]. По изотопно-геохимическим признакам ортопротолиты нижней и верхней толщи идентичны вулканитам, соответственно, коматиит-базальтовой ассоциации коматиит-толеитовой серии (КТС) и андезит-дацит-риолитовой ассоциации известково-щелочной серии (ИЩС) [21, 23]. Таким образом, ортопротолитами амфиболитов и эпидот-амфиболовых сланцев, слагающих нижнюю толщу ХК, являются вулканиты КТС, а ортопротолитами амфиболовых, эпидот-амфиболовых сланцев; эпидот-слюдисто-амфиболовых, эпидот-слюдистых, мусковитовых сланцев, соответственно, являются базальты, андезибазальты и андезиты, дациты, риолиты ИЩС.

В    работе    обсуждается    петрогенезис    вулканитов    КТС    и    ИЩС:    устанавливаются термодинамические  параметры условий  образования  выплавок,  их  вероятные  магматические источники, предлагается модель формирования ортопротолитов. Полученные результаты

Краткая петро- и геохимическая характеристика метавулканитов КТС и ИЩС. Вопрос этот детально рассмотрен в предыдущей публикации [21], однако для удобства восприятия материала представляется необходимым повторить некоторые основные тезисы.

Коматиит-базальтовая ассоциация. Коматииты ХК отвечают требованиям [16]:

содержания MgO в них больше 18 мас.% (21.87<MgO<25.90), Ti02<l мас.% (0.30<ТЮ2<0.62

мас.%) (табл. 1, ан. 1-6), 0.80<(Mg# = Mg/Mg+Fe)<0.85. По величинам А1203/ТЮ2 и СаО/А1203

(средние значения их составляют 17.85 и 0.91, соответственно) составы идентичны А1-

недеплетированному типу коматиитов. В сравнении с хондритом [39] они обеднены Zr по

отношению к Ti (Ti/Zr = 121.94) и Y по отношению к Zr (Zr/Y = 2.84) и Ti (Ti/Y = 347.56),

обогащены Nb по отношению к Zr (Zr/Nb = 13.78). Эти отношения свидетельствуют об

обогащении мантийного источника Ti и Zr. Низкий Kd Ti и Zr между оливином и расплавом дает

основания полагать, что анализированные составы имеют некумулятивную природу. Проявлена

прямая корреляция содержаний (г/т) 740<М<1100 и 960<Сг<2400 с высокими содержаниями

магния в породах. По спектрам распределения REE коматииты близки к хондриту, отличаясь

слабым обогащением LREE (84<(La/Yb)N<2.02) и наличием умеренных «-» Ей аномалий (рис. 1 а).

Отмечаемое почти двукратное увеличение содержания REE редких земель (табл. 1, обр. №№ 2-л,

1-е, рис. 1 а) по мере уменьшения содержания MgO в коматиитах (от 26 до 23 %) согласуется с

моделью фракционикования оливина и ортопироксена, поскольку для этих фаз характерны крайне

низкие значения Kd [18]. По химизму холодниканские коматииты сходы с Западными

коматиитами Олондинского пояса, происхождение которых связано с частичным плавлением

поднимающихся мантийных диапиров при ведущей роли оливина на ликвидусе [28]. Повышенные

содержания LREE в холодниканских коматиитах относительно аналогов архейского возраста (и

хондритов) мы объясняем как результат развития достаточно мощной континентальной коры ко

времени их формирования и, возможно, контаминацией мантийных выплавок коровым веществом.

Такой механизм эволюции магм обычен для ортопротолитов ЗКП и исследование его влияния на

степень           сохранности          первичности          состава           не           теряет           актуальности.


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      2   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf


Химические составы метавулканитов коматиит-толеитовой серии

"аблица 1

з-15-е

з-1-д

з-48-д

з-1-е

з-2-н

з-2-л

3-16-В

з-И-б-2

з-3-а

з-З-б

з-2-к

3-16-И

з-13-е

з-48-в

з-23-б

з-43-з

з-3-г

з-З-в

Компоненты

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

коматииты

коматиитовые

базальты

толеитовые базальты

SiO,2

44.69

46.11

42.41

44.40

41.08

45.51

47.54

44.07

47.65

44.54

44.99

48.07

47.13

47.67

49.92

49.47

49.71

48.53

Ti02

0.30

0.58

0.58

0.42

0.62

0.38

1.03

1.27

0.98

0.97

0.79

0.79

1.60

0.67

1.38

1.08

1.20

1.18

А1203

8.56

7.46

8.96

7.83

9.44

6.27

11.84

11.52

13.11

15.03

15.68

9.53

16.46

12.43

13.80

13.91

15.92

14.6

FeO

6.56

7.66

3.73

5.19

4.30

3.57

6.83

7.51

4.97

5.91

5.88

10.83

9.38

4.74

8.55

4.94

5.94

5.80

Fe203

3.20

2.39

6.53

5.27

6.18

5.35

5.91

7.97

6.54

6.55

4.40

1.14

3.26

7.84

5.34

6.66

3.88

5.70

MnO

0.14

0.17

0.18

0.28

0.29

0.18

0.16

0.24

0.18

0.21

0.17

0.17

0.21

0.19

0.19

0.18

0.19

0.13

MgO

21.87

22.08

22.68

23.23

24.48

25.90

11.29

11.82

11.93

12.53

13.16

14.09

5.24

6.35

6.33

6.95

7.47

8.96

CaO

748

8.14

8.02

6.70

6.43

6.73

8.38

9.84

8.66

9.02

8.54

9.86

9.56

15.32

9.77

8.60

10.40

9.97

Na20

0.18

0.19

0.18

1.05

0.20

0.40

1.37

0.77

2.89

1.90

3.03

1.25

2.87

1.52

1.82

1.70

2.96

2.16

к2о

0.10

0.11

0.18

0.36

0.26

0.07

2.65

1.83

1.02

0.65

0.83

0.92

0.41

0.59

0.32

3.22

0.37

1.10

р2о5

0,10

0.09

0.12

0.10

0.07

0.09

0.20

0.29

0.07

0.08

0.07

0.13

0.25

0.17

0. 1 8

0.23

0.18

0.12

п. п. п.

6.42

4.86

6.24

4.99

6.53

5.14

2.49

2.80

1.83

2.24

2.38

2.90

3.81

2.62

2.22

2.42

1.52

1.74

Сумма

99.61

99.85

99.82

99.83

99.88

99.69

99.69

99.92

99.83

99.63

99.89

99.69

100.15

100.12

99.82

99.62

99.92

100.06

Ва

-

172

83

183

33

-

-

260

263

270

-

-

218

-

240

103

300

Rb

-

-

4

3.9

9.5

2.3

-

-

20

7

18

-

-

9

-

45

6

24

Sr

-

-

50

72

61

49

-

-

540

379

820

-

-

401

-

680

328

430

La

-

-

-

3.3

-

1.5

-

-

4.5

-

17

-

-

-

-

22

-

17

Се

-

-

-

7.8

-

3.5

-

-

12

-

33

-

-

-

-

51

-

37

Nd

-

-

-

4.6

-

2.4

-

-

8.5

8.3

19

-

-

-

-

24

-

16

Sm

-

-

-

1.2

-

0.42

-

-

2.7

2.5

4.7

-

-

-

-

4.5

-

3.5

Eu

-

-

-

0.36

-

0.14

-

-

0.9

-

0.98

-

-

-

-

1.2

-

1

Tb

-

-

-

0.28

-

0.13

-

-

0.67

-

0.59

-

-

-

-

0.91

-

0.57

Yb

-

-

-

1.1

-

0.55

-

-

2.8

-

1.7

-

-

-

-

3.4

-

1.5

Lu

-

-

-

0.16

-

0.087

-

-

0.48

-

0.27

-

-

-

-

0.56

-

0.27

Zr

-

-

25

23

35

16

-

-

33

51

72

-

-

36

-

200

61

98

Nb

-

-

3

1

4.5

1

-

-

1.8

3

2.5

-

-

3

-

16

10

14

Y

-

-

14

7.4

13

4.2

-

-

23

26

19

-

-

17

-

32

15

14

Ni

740

1100

810

1100

1000

1100

220

150

170

130

170

-

88

190

-

140

150

120

Co

60

ПО

80

140

ПО

70

45

40

67

50

50

100

55

56

73

34

-

50

V

99

160

160

190

180

-

170

120

310

-

200

215

200

230

360

250

-

300

Cr

960

1500

1300

2400

2400

1600

880

350

400

140

200

1500

92

460

по

400

113

270

CaO/Al203

0.87

1.08

0.89

0.86

0.68

1.07

0.71

0.85

0.66

0.60

0.54

1.04

0.58

1.23

0.71

0.62

0.65

0.68

Al203/Ti02

28.53

12.84

15.38

18.64

15.23

16.50

11.49

9.06

13.37

15.49

19.84

12.06

10.26

18.49

10.00

12.88

13.27

12.37

CaO/Ti02

24.93

14.00

13.76

15.95

10.37

17.71

8.13

7.72

8.83

9.29

10.80

12.48

5.97

22.79

7.08

7.96

8.67

8.45

Mg/(Fe+Mg)

0.81

0.80

0.81

0.80

0.81

0.85

0.62

0.59

0.66

0.65

0.70

0.68

0.43

0.49

0.46

0.53

0.59

0.59

Zr/Y

-

-

1.79

3.11

2.69

3.81

-

-

1.44

1.96

3.79

-

-

2.12

-

6.25

4.07

7

Ti/Zr

-

-

136.46

107.41

104.20

139.70

-

-

174.68

111.87

64.54

-

-

109.47

-

31.76

115.71

70.82

Ti/Y

243.68

333.84

280.52

532.18

250.60

219.42

244.58

231.82

198.52

470.56

495.75

Zr/Nb

8.33

23.00

7.78

16.00

18.33

17.00

28.80

12

12.5

7

(La/Yb)N

-

-

2.02

-

1.84

-

-

1.08

-

6.75

-

-

-

-

4.36

-

7.65

%, рассеянные элементы амфиболовые сланцы

в г/т;

Примечание. Окислы в мае. сланцы.7,8,12- биотит-эпидот-

содержание элемента не определялось; 1, 3-6,14 - амфиболиты; 2,9-11,13,15-18 - эпидот-амфиболовые

Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      3   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf

Химические составы метавулканитов известково-щелочной серии                                                                                                                                   Таблица 2

Компо-

з-43-г

з-45-а

3-48-6

3-1-Ж

з-17-в

з-24-б

з-43-а

з-5-б

з-32-е

3-48-п

з-43-д

з-4-а

з-17-д

3-1-В

з-13-а

з-20-в

з-45-б

з-2-в

з-1-З

з-23-а

з-12-а

з-23-в

ненты

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

базальты

андезибазальты

андезиты

дациты

риолиты

Si02

49.08

50.43

51.82

53.64

54.8

56.2

58.45

60.46

62.66

62.92

62.99

63.92

64.99

66.07

66.34

67.95

69.51

69.98

70.89

70.94

72.35

77.95

Ti02

1.28

1.09

0.85

0.42

0.81

0.61

0.88

0.76

0.86

0.88

0.72

0.72

0.85

0.43

0.49

0.35

0.21

0.44

0.44

0.02

0.14

0.07

А1203

16.13

17.88

15.95

16.00

16.31

16.47

15.70

14.53

15.26

16.06

15.59

15.62

16.10

17.20

15.24

16.32

14.79

13.53

13.04

15.95

14.71

13.55

Fe203

4.36

5.41

5.17

3.42

3.19

6.74

4.18

3.81

3.28

3.30

3.84

2.13

1.70

2.47

3.90

0.85

1.93

0.05

2.36

-

0.98

-

FeO

7.21

5.70

5.96

3.68

5.06

0.85

3.77

3.42

2.06

3.28

2.51

2.33

2.54

0.80

0.77

2.07

1.34

0.92

0.90

1.14*

1.01

1.21*

MnO

0.12

0.18

0.17

0.15

0.08

0.09

0.17

0.12

0.10

0.09

0.07

0.18

0.03

0.05

0.04

0.02

0.05

2.61

0.10

0.01

0.02

0.05

MgO

5.75

5.05

4.48

6.61

5.57

5.15

4.83

3.55

3.07

2.78

2.25

3.71

1.69

2.66

1.27

1.16

1.03

2.16

2.27

0.57

0.71

0.41

CaO

10.26

9.28

13.01

7.34

6.33

5.60

3.66

5.37

3.66

4.75

4.20

4.85

4.07

1.23

4.04

2.32

2.26

1.20

1.58

1.93

2.01

0.05

Na20

2.48

2.08

1.08

3.99

3.24

4.52

3.37

3.94

5.82

4.80

4.64

3.84

3.87

4.52

3.57

4.47

4.00

4.15

4.55

5.61

5.12

4.32

к2о

0.59

0.64

0.54

1.89

1.91

0.74

3.92

1.32

2.11

0.68

1.39

1.09

2.06

2.74

1.75

1.42

2.85

3.07

2.26

1.43

1 .23

1.46

р2о5

0.07

0.17

0.13

0.05

0.31

0.28

0.32

0.22

0.34

0.23

0.14

0.20

0.22

0.09

0.25

0.13

0.17

0.14

0.06

0.09

0.07

0.07

п. п. п.

2.29

1.70

1.06

2.40

2.16

2.70

1.13

2.01

0.85

1.10

1.24

1.20

1.74

1.91

1.89

2.89

1.34

1.37

1.14

2.19

1.22

0.84

Сумма

99.62

98.52

100.22

99.59

99.77

99.95

99.50

99.51

100.07

100.87

99.58

99.79

99.86

100.17

99.55

99.95

99.48

99.62

99.59

98.74

98.34

98.77

Ва

390

240

190

860

-

-

800

-

160

360

990

880

-

150

-

-

250

180

140

-

-

-

Rb

64

18

10

34

-

-

10

-

37

9.8

24

15

-

58

-

-

47

95

57

-

-

-

Sr

780

520

360

440

-

-

640

-

300

400

690

500

-

290

-

-

400

440

380

-

-

-

La

18

11

6.6

23

-

-

40

-

63

40

17

15

-

21

-

-

18

58

40

-

-

-

Се

46

26

15

54

-

-

82

-

130

83

37

31

-

35

-

-

39

ПО

75

-

-

-

Nd

31

14

9

28

-

-

36

-

54

30

16

15

-

11

-

-

13

42

21

-

-

-

Sm

6.2

3

2.4

4.7

-

-

6.3

-

8.9

4.9

2.7

3.0

-

1.8

-

-

1.9

5.1

2.6

-

-

-

Eu

1.3

0.94

0.89

0.95

-

-

1.3

-

2.1

1.7

0.81

0.82

-

0.77

-

-

0.79

0.98

0.77

-

-

-

Tb

1.4

0.58

0.57

0.86

-

-

0.9

-

0.64

0.46

0.3

0.6

-

0.13

-

-

0.19

0.49

0.29

-

-

-

Yb

3.8

2.2

1.9

2.1

-

-

2.1

-

0.77

1.2

0.94

1.2

-

0.54

-

-

0.48

0.78

0.89

-

-

-

Lu

0.61

0.37

0.33

0.33

-

-

0.34

-

0.099

0.18

0.17

0.18

-

0.097

-

-

0.063

0.13

0.14

-

-

-

Zr

86

55

58

77

-

-

170

-

180

220

130

160

-

140

-

-

120

220

210

-

-

-

Nb

9

3.3

1.9

3.3

-

-

10

-

7.2

5.7

5.6

4.4

-

4

-

-

2

5.2

4.2

-

-

-

Y

44

20

16

20

-

-

24

-

17

16

10

1.5

-

7.4

-

-

6.4

12

11

-

-

-

Ni

66

200

200

120

64

95

50

41

40

28

47

50

48

29

24

20

28

40

19

15

15

11

Co

15

78

75

28

34

32

19

28

13

15

12

15

16

9

10

11

8

10

10

3

3

8

V

240

210

250

140

180

165

180

200

140

99

120

150

120

72

115

74

51

195

76

49

41

36

Cr

130

340

330

120

180

200

28

160

87

26

47

73

23

36

19

14

15

69

22

26

32

8

(La/Yb)N

3.20

3.37

2.34

7.40

-

-

12.86

-

55.23

22.50

12.21

8.43

-

26.25

-

-

25.31

50.19

30.34

-

-

-

Примечание. Окислы в мас.%. рассеянью элементы - в г/т;"-" - содержание элемента не определялось; * - всё железо в форме FeO; 1-4 -эпидот-амфиболовые,

5-8 - эпидот-биотит-амфиболовые, 9-12,14-18 - эпидот-мусковитовые, 13,20-эпидот-биотитовые, 19,21,22 - мусковитовые сланцы.


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      4   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf


100 г

La Се    Nd    Sm Eu     Tb                YbLu

Рис. 1. Распределение REE в метавулканитах Коматиит-толеитовой серии

а - коматииты, б - коматиитовые базальты, в -толеитовые базальты; Нормализация к хондриту по [39].

Коматиитовые базальты по содержаниям

MgO располагаются в интервале 11.29-14.09

мас.% (табл. 1, ан. 7-12). Обратная по

отношению к Mg зависимость содержаний

Са и А1 в породах свидетельствует о том, что

по мере снижения магнезиальности расплавов,

доля пироксеновой и плагиоклазовой фаз в

них увеличивается. Среднее отношение

СаО/А12Оз=0.73 в сравнении с коматиитами

понижено, породы обогащены Ti по

отношению к А1203 (Al203/Ti02 = 13.54) и Са

(CaO/ Ti02 = 9.53); Y - по отношению к Ti

(Ti/Y = 238.2) и Zr (Zr/Y = 2.49); Nb - по

отношению к Zr (Zr/Nb = 21.38). Содержание

130<Ni<220 г/т и 140<Сг<1500 г/т

существенно понижено в сравнении с

коматиитами, что, вероятно, обусловлено

фракционированием оливина в магматических

очагах. Поведение REE в породах

характеризуется как близким к хондритовому

((La/Yb)N = 1.08) спектром распределения, так

и, в значительной степени, обогащением LREE

((La/Yb)N = 7) (рис. 1 б), незначительными Ей

аномалиями. Повышенное содержание LREE

может свидетельствовать о том, что

магматический            источник            претерпел

предварительную высоко температурную дифференциацию различной степени с фракционированием клинопироксена. Толеитовые базальты по сравнению с коматиитовыми базальтами обеднены 5.24<MgO<8.96 мас.% (табл. 1, ан. 13-18), в сравнении с хондритом - Y по отношению к Ti (Ti/Y = 340.82) и обогащены Nb по отношению к Zr (Zr/Nb = 9.28). Спектры распределения REE характеризуются умеренной дифференциацией (4.36<((La/Yb)N<7.65) (рис. 1 в), их топология соответствует архейским толеитам ТН-2 [18]. На спайдерграмме (рис. 2) холодниканские базальты сходны (за исключением Р) с толеитами кайнозойской рифтовой системы [25].

Андезит-дацит-риолитовая ассоциация. Базальты представлены высоко глинозёмистым

100

Л

к s н х а

2

S s а. с

1

а. о

х

.,"--¦-

1

¦ 3 Х4 05

"SJK

10

г-гш

"Чгк

* I

У

h

V

t

разностям (А120з>15 мас.%), типичные составы их показаны в таблице 2, ан. 1-3. Спектр распределения REE в породах соответствуют типу архейских базальтов ТН-2 по [18]. Характерно слабое обогащение LREE (2.34<(La/Yb)N<3.37) (рис 3 а) и единичные «-» аномалии (Eu/Eu*=0.52).

Т

"1      Г Rb Ва

1      Г" Се Sr

"1      Г" Nb La

к

Nd   Р   Zr Sm Ti   Tb   Y

Рис. 2. Мультиэлементная спайдерграмма толеитовых метабазальтов

Холодниканского зеленокаменного пояса и других структур.

Составы  нормированны к примитивной мантии [54, Ti - 55]. 1 - толеитовые базальты осевой зоны Красного моря [2]; 2 - толеитовые

базальты Африкано-Аравийской рифтовой системы [25]; 3 - толеитовые

метабазальты холодниканского комплекса (результаты настоящего

исследования); 4 - толеитовые базальты Курильской Островной дуги [1];

5 - толеитовые базальты MORB [49].

Вулканиты среднего состава

(андезиты и андезибазальты

(табл. 1, ан. 7-12 и ан. 4-6,

соответственно)). По спектрам

распределения REE андезиты

соответствуют                архейским

андезитам группы II по [18]. Они характеризуются      значительной


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      5   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf

дифференциацией REE (12.2<(La/Yb)N< 55.2) и наличием «-»Еи аномалий (рис. 3 б). По характеру распределения индикаторных элементов изученные породы сходны с андезитами мезо-кайнозойскими рифтовых зон [31], при этом, содержания Rb и HREE в первых - понижены, а Ва и Zr - повышены.

Дациты (табл. 2, ан. № 13-18 ) по спектру распределения REE соответствуют архейским дацитам группы F2 по [18]. Для них характерна высокая степень дифференциации REE (25.31<(La/Yb)N<50.19) с 200-кратным обогащением LREE по отношению к хондритовому уровню. Наличие «+» (Eu/Eu*)n = 1.6 и «-» (Eu/Eu*)n = 0.6 аномалий (рис. 3 в) свидетельствует о вариации окислительных условий в магматическом очаге. В сравнении с мезо-кайнозойскими дацитами рифтовых зон [31], содержани Ва, Nd, Sm HREE в изученных - понижены.

Риолиты - наиболее кислые разности метавулканитов ХК (70.89<SiC>2<77.95 мас.%, ан. 19-22. табл. 2), по спектрам распределения REE сходны с рассмотренными выше дацитами (рис. 3 в). Обсуждение и выводы

Петрогенезис ортопротолитов.

В основу предлагаемых моделей происхождения расплавов вулканитов ХК положены петро- и геохимические особенности рассматриваемых пород.

Коматиит-базальтовая ассоциация. Наиболее распространенной моделью происхождения коматиитовых и толеитовых расплавов, формировавших вулканиты докембрийских ЗКП, является модель декомпрессионного плавления мантийного плюма. При этом состав расплавов определяется глубиной и Т°С плавления мантийного вещества. Эта модель основана на многочисленных экспериментальных и расчетных данных [9, 36,47], из которых следует, что при высоких (Т = 2000°С, Р = 150 кбар) параметрах плавления мантийного материала, гранат становится стабильной фазой и концентрируется в рестите, в результате чего образуются деплетированные алюминием ультраосновные расплавы. При снижении Т°С и Р по мере подъема мантийного плюма, ликвидусной фазой на глубинах <200 км становится оливин и ультраосновные выплавки приобретают А1-недеплетированный характер. В малоглубинных условиях (50 - 80 км) мантийный диапир становится источником базитовых магм [44, 53].

Поскольку первичные структурно-текстурные особенности (спинифекс-структуры) коматиитов ХК в результате метаморфизма утрачены, определение термодинамических условий формирования их расплавов (некумулятивного первичного состава коматиитов) затруднено. Важную роль в таком случае играют соотношения содержаний 21.87<MgO<25.90 мас.% (табл. 1, ан.1-6) и магнезиальности 0.80<(Mg = Mg/(Fe + Mg)<0.85. В нашем случае эти соотношения, вынесенные на построенную по экспериментальным данным диаграмму термодинамических условий плавления мантийного лерцолита [30], позволяют установить следующее. Во-первых, -соответствие лишь некоторых (з-48-д. з-1-е, з-15-е, з-1-д) из выборки проанализированных нами образцов коматиитов первичным коматиитовым расплавам. Во-вторых, - приближенные термодинамические параметры формирования первичных коматиитовых расплавов. Корректность их определения (по Т°С) подтверждена альтернативными расчетами по методу Несбета [46]. Результаты наших определений приведены в таблице 3. Таким образом, формирование расплавов коматиитов происходило в условиях 1410<Т°С<1460 и 22<Р<25 кбар, при степени частичного плавления ~ 40 %. Выявленные химические и термодинамические параметры, свидетельствующие о том, что источником коматиитовых расплавов ХК служила деплетированная мантия, согласуются с результатами Sm-Nd изотопных исследований: 1.4<8ш(Т)<2 [23].

Таблица 3

Условия формирования коматиитовых расплавов холодниканского комплекса

№ образца

3-48-д

з-1-е

з-15-е

3-1-Д

1

2

3

4

5

MgO, мас.%

22.60

23.22

21.87

22.08

Mg# = Mg/(Fe+Mg)

0.809

0.804

0.806

0.801

а     (степень     частичного     плавления     (по

диаграмме [30])), %

40

40

40

40

Р (давление (по диаграмме [30])), кбар

24

25.6

22

21.8

Т (температура (по диаграмме [30]), оС

1440

1460

1410

1410

Т (расчет по [46]), оС

1450

1460

1440

1440


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      6   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf

Коматиитовые базальты со столь низкой магнезиальностью 0.62<Mg#<0.80 (ll<MgO<14 мас.% (таблица 1, ан. 7-12)) не могли быть получены путем прямого плавления мантийного источника [30]. Наиболее вероятным механизмом их формирования представляется кристаллизационная дифференциации коматиитов в промежуточных магматических камерах согласно [9], при участии во фракционировании одного оливина.

Толеитовые базальты по химизму (5<MgO<9 мае. %, табл.1, ан. 13-18, 0.3<Mg#<0.67) согласуются с моделью фракционирования исходных магм с содержанием 10<MgO<ll мас.% в промежуточных очагах при низких давлениях по феннеровской схеме под контролем оливин-плагиоклазовой и оливин-плагиоклаз-клинопироксеновой котектик [14].

Андезит-дацит-риолитовая ассоциация. Метавулканиты этой ассоциации ИЩС составляют главный объем докембрийских серогнейсовых комплексов фундамента древних щитов, слагают значительную долю в стратиграфических разрезах зеленокаменных поясов. Происхождение расплавов магматических образований данной ассоциации в структурах докембрия рассматривается в рамках двух основных моделей: частичного плавления мафических источников и кристаллизационной дифференциации базальтовых магм. Современными петрологическими исследованиями признается приоритетным формирование магматических пород ИЩС по сценарию первой модели. Впервые предложенная [40], эта модель подтверждена экспериментами в широком диапазоне Т°С и Р при Рн20<Робщ [5, 13, 34, 41]: показана возможность получения широкого спектра известково-щелочных расплавов - от базальтов до дацитов - при различных вариациях степеней частичного плавления базитового источника (амфиболита, гранатового амфиболита, эклогита). Однако, возможность образования кислых вулканитов ИЩС типа F II (наиболее обогащенных LREE) архейских ЗКП таким путём, результатами исследований [18] ставилась под сомнение. Для этих типов магм предложен был следующий механизм: частичное плавление метапород, составы протолитов которых идентичны 1 -грауваккам, 2 -андезитам, 3 - бимодальной трондъемит-тоналитовой ассоциации. С помощью механизма частичного плавления вещества поднимающихся мантийных струй (диапиров), по утверждению [17], можно объяснить наиболее важные особенности стратиграфического разреза и вещественного состава пород ЗКП. Рассмотренные выше условия формирования вулканитов КТС дают основания полагать, что вулканиты ИЩС формировались при плавлении континентальной коры южного сегмента Алданского щита под влиянием тепла поднимающегося плюма. Известно, что по давлению условия плавления базитов, слагающих основание континентальной коры мощностью ~ 30 км, не превышают 10 кбар. При выборе состава базитового источника расплавов ИЩС учитывалось то обстоятельство, что 3 млрд. лет назад во время формирования протолитов Олондинского и Темулякитского ЗКП [28], произошло наращивание базитовыми магмами (андерплейтинг) основания земной коры на юго-западе Алданского щита, в том числе, и под Зверевским блоком.

Таблица 4 Результаты расчётов составов модельных расплавов вулканитов известково-щелочной серии

элемент

Базальт

Андезит

Дацит

С°

с,

Ci/Cx

C°

Ci

Ci/Cx

C°

Q

Ci/Cx

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

Се

7,82

16,14

25,4

26

83.15

130

40.02

70.41

110.38

Nd

6,02

12,22

25,8

9.9

29.5

62.26

18.07

31.25

65.96

Sm

1,97

3,89

25,27

2.4

6.16

40

3.49

5.96

38.67

Eu

0,74

1,43

24,6

0.62

1.14

24.0

0.75

1.04

17.91

Tb

-

-

-

-

-

-

0.49

0.44

11.73

Yb

1,83

3,63

21,98

1.6

1.11

6.73

1.00

0.48

2.92

Количества   расплава

L-A6

L-21

L-5A

и рестита, его состав

Gr - -

Gr- 17

Gr-8

(объём. %)

Hyp-2 Cpx- АА Hb--Pl- 8 Kfs--

Hyp-2 Cpx - 36 Hb-% PI- 10 Kfs--

Hyp - 16 Cpx - -Hb--Pl- -Kfs-22

Р, кбар

10

10

5


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      7   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf


т°с

1000

925

880

+ 3-43-г *3-45-а ? З-48-б

100 F

Примечание. L- расплав, Gr- гранат, Hyp- гиперстен, Срх - клинопироксен, НЬ -амфибол, Р1 - плагиоклаз, Kfs-калиевый полевой шпат, С° - содержание REE в источнике расплавов, d - содержание элемента в модельном расплаве, Сх - содержание элемента в хондрите С1 [49].

Коэффициенты распределения REE между минеральными фазами и расплавом приняты по [35].

La Се

YbLu

Рис. 3. Распределение нормализованных к хондриту [39] REE в метавулканитах андезит -дацит-риолитовой ассоциации: а - базальты, б - андезиты, в - дациты. Широким пунктиром показаны распределения REE в модельных расплавах. KD распределения REE - по [35].

Базальты. Магматическими источниками пород, согласно вышеизложенному, принимаются составы, аналогичные среднему составу толеитовых базальтов Олондинского ЗКП [28]. В этой связи представляют интерес результаты экспериментов [5] по дегидратационному плавлению амфиболитов при 750<Т°С< 1000 и Р=10 кбар. Расплавам с фиксированной кремнекислотностью в эксперименте [5] соответствуют следующие параметры плавления амфиболитов (при Р= 10 кбар, Т=1000°С): базальт (SiC>2=52 мас.%), степень плавления - 46 %, состав рестита (в объемных %): гиперстен - 2, клинопироксен - 44, плагиоклаз - 8. Используя данные по содержанию REE в источнике расплава можно рассчитать состав модельного расплава андезита на основе соотношения [50], описывающего зависимость концентрации элемента в расплаве от исходного содержания в источнике, степени плавления и суммарного коэффициента распределения между реститовыми фазами и расплавом. Результаты расчетов состава модельного расплава, отвечающего принятым условиям, приведены в таблице 4 и на рис. 3 а. Соответствие (таблица 4, рис. 3 a) REE спектра состава модельного расплава полю спектров REE изученных известково-щелочных базальтов свидетельствует о непротиворечивости принятой модели. Андезиты, как показано выше, обеднены HREE, что может свидетельствовать о равновесии андезитового расплава с гранатсодержащим реститом. Появление граната в составе рестита плавящегося метабазальта возможно, согласно экспериментам [5], при величине Р~10 кбар. В эксперименте указанных авторов расплавам с кремнезёмистостью SiCb = 62 мас.% (средняя кремнезёмистость метаандезитов ХК) соответствует Т=925°С. Расчёты по результатам эксперимента [5] указывают на то, что источником расплава для андезитов ХК могли служить известково-щелочные метабазиты гранулитового комплекса Зверевского блока. Принятые в качестве магматического источника для андезитовых расплавов ХК, сходные по геохимическим признакам известково-щелочные метабазиты, известны в составе смежного Сутамского блока [4]. Содержания (г/т) REE в них следующие: Се - 26, Nd - 9.9, Sm - 2.4, Eu - 0.62, Yb - 1.6. Результаты расчетов состава модельного расплава андезита на основе соотношения [50], объемы выплавок и состав рестита - представлены в таблице 4. Соответствие спектров распределения REE модельного расплава и изученных андезитов ХК (рис 3 б) представляется достаточным основанием для того, что бы принять данную модель их формирования.

Дациты. Модельные расчеты исключают возможность получения расплавов дацитов ХК в результате плавлении базитовых источников в рамках экспериментов [5]. Для расплавов дацитов группы F II [18], принадлежность к которой дацитов ХК показана выше, различными авторами были предложены источники сиалического типа, в том числе - граувакки. В составе гранулитового комплекса Зверевского блока распространены биотитовые плагиогнейсы, протолитом которых


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      8   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf

установлены граувакки [12]. По петрографическим особенностям и химическому составу [12] они весьма сходны с биотитовыми плагиогнейсами грауваккового состава Сутамского блока [4]. Имеются эксперименты плавления биотитовых гнейсов грауваккового состава (Mg —49) при давлении 5 кбар [51]. С учетом изложенного, для модельного расчета условий плавления в качестве источника магматического расплава нами взята химически идентичная метаграувакка (Mg —48) из метаморфического комплекса Сутамского блока. [4], содержания (г/т) REE в которой следующие: Се - 40.02, Nd - 18.07, Sm - 3.49, Eu - 0.75, Tb - 0.49, Yb - 1.00. Модельные расчеты (табл. 4, рис. 3 в) показывают, что формировавший дациты ХК расплав идентичен полученному при плавлении метаграувакк при Т=880 °С и Р=5 кбар.

Принадлежность магматических источников пород андезит-дацит-риолитовой ассоциации ХК к супракристаллическим коровым образованиям, установленная по термо-баро-геохимическим признакам, подтверждена результатами Sm-Nd изотопных исследований: 8ш(Т) = -3,4±1,2 [23].

Модель формирования ортопротолитов

Слагающие непрерывный разрез ХК метавулканиты представлены ассоциациями двух петрохимических серий: КТС и ИЩС [21]. Подобное совместное залегание в едином разрезе вулканитов указанных ассоциаций отмечается для раннедокембрийских ЗКП всех континентов [6, 7, 18, 39]. Выявленная закономерность, в совокупности с рассмотренным выше материалом, позволяет сформулировать модель происхождения вулканитов ХК этих ассоциаций, которая заключается в следующем. Инициирующий магматизм коматиит-толеитовой специфики представлен был расплавами, которые отделялись на глубинах 80-90 км при плавлении мантийного вещества вследствие декомпрессии. На меньших глубинах в результате дифференциации в промежуточных камерах шло формирование расплавов коматиитовых и толеитовых базальтов. В результате излияния этих расплавов на поверхность была сформирована нижняя вулканогенная толща ХК, сложенная переслаивающимися коматиитами и базальтами. Сопутствующие этому процессу подъем геоизотерм и воздействие продуктов плавлении мантийного вещества и тепловой энергии на коровые образования южной части Алданского щита, обеспечивали условия их частичного плавления. Излияниями образовавшихся при этом расплавов была сформирована андезит-дацит-риолитовая ассоциация ИЩС. По мере остывания мантийного диапира, коматиит-толеитовый магматизм затухает, а вулканизм известково-щелочного типа становится профилирующим, процесс этот сопровождался синхронным осадкообразованием. Таким образом были сформированы протолиты верхней толщи ХК.

Заключение

Ортопротолиты, слагающие единый стратиграфический разрез в составе нижней и верхней толщ холодниканского метаморфического комплекса, представлены вулканитами коматиит-толеитовой (коматиит-базальтовая ассоциация) и известково-щелочной (андезит-дацит-риолитовая ассоциация) серий, соответственно. Вулканиты этих серий характеризуются близостью по времени излияния на поверхность Земли, однако имеет принципиально различные магматические источники, которые идентифицируются с мантийным и коровым уровнями для ортопротолитов нижней и верхней толщ, соответственно.

Геолого-петрологическая модель происхождения вулканитов рассмотренных ассоциаций предполагает сценарий, соответствующий модели декомпрессионного плавления мантийного вещества в условиях континентальной коры повышенной мощности и в последующем взаимодействии его продуктов и тепловой энергии с коровыми образованиями.

Геодинамические обстановки, существовавшие в период формирования протолитов ХК, а так же, сопутствующие процессам становления и эволюции структуры Холодниканского зеленокаменного пояса будут рассмотрены в следующей публикации.

Автор              выражает              признательность              д.г.-м.н.              М.А.              Мишкину

- за консультации и конструктивные обсуждения по теме.

Статья подготовлена при поддержке ДВО РАН: проект РФФИ-ДВО РАН № 06-05-96090


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      9   http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf

Литература

1. Авдейко Г.П., Бабанский О.А., Богатиков Н.А. и др. Петрология и геохимия островных дуг и окрапинных морей. М.: Наука, 1987. 336 с.

2. Альмухамедов А.И., Жюто Т., Матвеенков В.В., и др. Геохими низкокалиевых толеитов Красного моря

//Геохими.1983. № 9. С. 1289-1303.

3.   Берк К., Дьюи Дж.Ф., Кидд У.С.Ф. Господство горизонтальных движений, островодужных и

микроконтинентальных столкновений в течение позднего пермобильного этапа // Ранняя история Земли.

М.: Мир, 1980. С. 123-142.

4. Вовна Г.М. Геохимия архейских гранулитов юга Алданского щита. М.: Наука, 2007. 107 с.

5.     Вольф М.Б., Уайли П.Дж. Некоторые результаты экспериментального исследования

дегидратационного плавления амфиболита при 10 кбар // Геология и геофизика. 1993. № 12. С. 100-115.

  1. Вревский А.Б. Геолого-петрологическая систематика зеленокаменных поясов архея. // Проблемы эволюции докембрийской литосферы / под ред. Б.С. Ссоколова. Л.: Наука, 1986. С. 37-44.
  2. Вревский А. Б., Рыбаков С. И., Ефимов М. М. и др. Сравнительный анализ геологического строения и развития зеленокаменных поясов Балтийского и Южно-Индийского щитов // Геотектоника. 1996. №5. С. 43 -56.
  3. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200000, серия Алданская, лист O-51-XXXV, Москва, 1976.
  4. Гирнис А.В., Рябчиков И.Ф., Богатиков О.А. // Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. М.: Наука, 1987. 120 с.
  1. Грачев А. Ф., Федоровский B.C. Зеленокаменные пояса докембрия: рифтовые зоны или островные дуги//Геотектоника. 1980. № 5. С. 3-24.
  2. Другова Г.М., Неелов А.Н. Полиметаморфизм докембрийских образований южной част Алданского щита и хр. Станового. - Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1960. Вып. 11. С. 141-216.
  3. Дук В.Л., Кицул В.И., Петров А.Ф. и др. Ранний докембрий Южной Якутии. М.: Наука, 1986. 200 с.
  4. Ермаков В.А., Соловьева ТН., Геншафт Ю.С. и др. // Экспериментальные исследования в области глубинного петрогенезиса. Москва: Ин-т физики Земли РАН. 1976. С. 3-65.
  1. Золотухин В.В., Малюк Б.И. Проблемы петрологии ассоциирующих вулканогенных базитов и ультрабазитов древних платформ и их никеленосности. Новосибирск. 2001. 244 с.
  2. Кепежинскас К.Б. Парагенетический анализ и петрохимия среднетемпературных метапелитов. Новосибирск.: Наука, 1977. 196 с.
  1. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. М.: Недра, 1997. 248 с.
  2. Конди К., Аллен П. Происхождение архейских чернокитов южной Индии. В кн. Геохимия архея. М.: Мир, 1987. С. 224-249.
  3. Конди К.     Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир, 1983. 390 с.

19.  Котов А.Б. Граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры

Алданского щита. Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. Санкт-Петербург. 2003. 78 с

20.  Красный Л.И. Геология района Байкало-Амурской магистрали. М.: Недра, 1980. 150 с.

  1. Лаврик С.Н. "Холодниканский зеленокаменный пояс, природа протолитов метапород как основа структурно - петрологической типизации пояса" Электронный журнал "Исследовано в России", 003, стр. 27-38, 2008 г. htth://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2008/003/pdf
  2. Лаврик С.Н. "Холодниканский зеленокаменный пояс: геодинамическая обстановка метаморфической эволюции пород" Электронный журнал "Исследовано в России", 56, стр. 632-646, 2008 г. htth://zhurnal. аре. relarn.ru/articles/2008/056/pdf
  3. Лаврик С.Н., Мишкин М.А., Моисеенко В.Г. и др. Первые данные по Sm-Nd изотопной систематике метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита. // ДАН. 2002. Т. 382. № 1. С. 97-100.

24.   Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы, решения. //

Геотектоника. 2001. № 2. С. 3 - 16

  1. Магматические горные породы. Основные породы. М.: Наука, 1985. Т. 3.. 487 с.
  2. Минц М.В. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита (геология, палеогеодинамика и эволюция континентальной коры). Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. М.: ГИН РАН, 1993. 399 с.
  3. Московченко Н.И., Красников Н.А., Семенов А.П. Эндогенная эволюция структурно-вещественных комплексов зоны сочленения алданид и становид. // В. кн: Метаморфизм докембрия в районе Байкало-Амурской магистрали. Л. 1983.С. 97-127.
  4. Пухтель И.С, Журавлев Д.З. Петрология основных - ультраосновных метавулканитов и связанных с ними пород Олондинского зеленокаменного пояса, Алданский щит. // Петрология. 1993. Том 1. № 3. С. 306 -344
  5. Рыбаков СИ. и др. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Л.: Наука, 1981. 154 с.

Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»      10   http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2009/001.pdf

30. Рябчиков И.Ф., Богатиков О.А. Физико-химические условия генерации и дифференциации карельских

коматиитов // Геохимия. 1984. Т 5. С. 625-638.

31.     Сахно В.Г. Позднемезозойско-кайнозойский континентальный вулканизм Востока Азии.

Владивосток: Дальнаука, 2001. 335 с.

  1. Смолькин В. Ф. Существовала ли океаническая кора в раннем протерозое в пределах северо-востока Балтийского щита? // Материалы международного совещания «Докембрий Северной Евразии». Санкт-Петербург, ИГГД РАН. 1997. С       .27-28.
  2. Уиндли Б.Ср. Новые тектонические модели эволюции архейских континентов и океанов // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С. 115-122.
  3. Anhaeusser C.R. The Barberton Mauntain Land, South Africa - a guide to the understanding of the Archean geology of Western Australia // Geol. Soc. Aust. Spec. Publ. 1971. V. 3. P. 57-70
  4. Arth J.G. Behavior of trace elements during magmatic processes - a summary of theoretical models and their applications // J. Res. U.S. Geol. Surv. 1971. V. 4. N 1. P. 41-47.
  5. Bickle M.J., Ford C.E., Nesbet E.G. The petrogenesis of peridotitic komattites: evidence from highpressure melting experiments // Earth and Planet. Sci. Lett. 1977. V. 37. P. 97-106.
  6. Condie К. C. A mantle plume model for the origin of Archean greenstone belts based on trace element distributions. //Nature. 1975. V. 258. P. 413 - 414.
  7. Dennen W.H., Moore B.R. Chemical definition of nature detrital sedimentary rock // Nat. Phys. Sci. 1971. V. 234. P. 127-128.
  8. Evensen N.M., Hamilton PL, O'Nions R.K. Rare earth elements abundances in chondritic meteorites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1978. V. 42. N 8.                     P. 1199-1212.
  9. Green Т.Н., Ringwood A.E. Genesis of the calc-alcaline igneous rock suite // Contr. Miner. Petrol. 1968. V. 18. N2. P. 105-162.
  10. Holloway J.R., Burnham C.W. Melting relations of basalt with eqilibrium water pressure less than total pressure // J. Petrol. 1972. V. 13. N 1. P. 1-29.
  11. Hunter D.R. Crustal development in the Kaapvaal craton. I. The Archean. // Precambrian Res. 1974. V. 1. P. 259-294.
  12. Jensen L.S. A new cation plot for classifying subalcalic volcanic rocks // Ontario Div. Mines. Misc. Pap. 66. 1976.
  13. McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere. // J. Petrology. 1988. 29. P. 625-679.
  14. Naldrett A. J., Turner A.R. The geology and petrogenesis of a greenstone belt and related nickel sulfide mineralization at Yakabindie, Western Australia//Precambrian Res. 1977. V. 5,N 1. P. 43-103.
  15. Nesbet E.G., Cheadle M.J., Arndt N.T. et al. Constraining the potential temperature of Archean mantle: a review of the evidence from komatiites. // Lithos. 1993. V. 34. P. 291 - 307..
  16. Ohtani E., Kawabe J., Moriyama J. et al. Partioning of elements between majorite garnet and melt and implications for petrogenesis of komatiite // Contr. Miner. Petrol. 1989. V. 103. P. 263-269.

48.  Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amfibolite/eclogite and the origin of Archean

trondhjemites and tonalites // Precambrian Res. 1991. V. 91. P. 1-25.

    • Rollinson R Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical. London. 1993.352 pp.
    • Shaw D.M. Trace element fractionation during anatexis/ // Geohim. et cosmochim. Acta. 1970. 1970. V. 34. N42. P. 331-340.
    • Stevens G., Clemens J.D., Droop G.T.R. Melt production during granulite-facies anatexis experimental data from "primitive" metasendimentary protoliths. Contr. Miner. Petrol. 1997. V. 128. P. 352-370.
    • Sun S.S., Nesbitt R.W. Petrogenesis of Archaean ultrabasic and basic volcanics: evidence from rare earth elements // Contrib. Min. Petr. 1978. V. 65. N 3. P. 301-325.
    • Takahashi E., Kushiro I. Melting of a dry peridotite at high pressure and basalt magma genesis // Amer. Mineral. 1983. V. 68. P. 859-879
    • Wood D.A., A variably veined suboceanic upper mantl - genetic significance for mid-ocean ridge basalt from geochemical evidence. Geology, 1979, 7; 499-503
    • Wood D.A., Treuil M., Weaver B.L.Trace element variations in Atlantic ocean basalts and Proterozoic dykes from Northern Scotland: their bearing upon the nature and geochemical evolution of the upper mantle. Tectonophysics. 1981, 75, 91 - 112.
     



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.