Развитие палеозойского щелочного магматизма Игарыжалгайского Блока и сопредельной части Окинской зоны

Краткое описание

ОГЛАВЛЕНИЕ

Стр.

ВВЕДЕНИЕ 4

Глава 1. РАЗМЕЩЕНИЕ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ИНТРУЗИВОВ 9

1.1. Шарыжалгайский блок 10

1.2. Окинская зона 11

Глава 2. ГРАНИЦА ДОКЕМБРИЯ-КЕМБРИЯ - ЗАДОЙСКИЙ ЩЕЛОЧНО-

УЛЬТРАОСНОВНОЙ МАССИВ ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО БЛОКА 14

2.1. Геологическая характеристика 14

2.2. Химический состав пород 16

2.2.1. Петрогенные оксиды 16

2.2.2. Геохимическая характеристика 18

2.3. Возраст массива 24

2.4. Rb-Sr - изотопная систематика и геохимическая эволюция 25

2.4.1. Источники рудных клинопироксенитов 28

2.4.2. Источники ийолитов, нефелиновых сиенитов и карбонатитов 30

2.4.3. Вероятные соотношения между источниками 32

Глава 3. ПАЛЕОЗОЙСКИЕ СУБЩЕЛОЧНЫЕ, ЩЕЛОЧНЫЕ И ЛИТИЙ-ФТОРИСТЫЕ ГРАНИТОИДНЫЕ МАССИВЫ ОКИНСКОЙ ЗОНЫ 35

3.1. Геологическая характеристика массивов 35

3.1.1. Хуша-Гол - Билютинская интрузивная цепочка 35

3.1.2. Самсал - Хоньчинская интрузивная цепочка 43

3.2. Химический состав пород 45

3.2.1. Петрогенные оксиды, Rb и Sr 45

3.2.2. Геохимическая характеристика 51

3.3. Последовательность интрузивного магматизма 54

3.4. Развитие палеозойского магматизма Окинской зоны 65

3.4.1. Возрастные сопоставления 65

3.4.2. Структурный контроль магматизма и соотношения с метаморфическими событиями 67

3.4.3. Источники субщелочного, щелочного и литий-фтористого

гранитоидного магматизма Окинской зоны 70

Глава 4. СОПОСТАВЛЕНИЯ ПАЛЕОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО БЛОКА И ОКИНСКОЙ ЗОНЫ С РАЗВИТИЕМ МЕЗОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА СИНО-КОРЕЙСКОГО КРАТОНА КАК

ТЕКТОНОТИПА УТОНЕННОЙ КРАТОННОИ ЛИТОСФЕРЫ 79

ЗАКЛЮЧЕНИЕ 84

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 86

ПРИЛОЖЕНИЕ 2.1 100

ПРИЛОЖЕНИЕ 2.2 106

ПРИЛОЖЕНИЕ 2.3 107

ПРИЛОЖЕНИЕ 2.4 108

ПРИЛОЖЕНИЕ 2.5 109

ПРИЛОЖЕНИЕ 3.1 ПО

ПРИЛОЖЕНИЕ 3.2 114

ПРИЛОЖЕНИЕ 3.3 124
Введение

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Щелочной магматизм развивался, начиная с рубежа архея и протерозоя 2,5-2,7 млрд. лет назад, когда образовались обогащенные редкими элементами мантийные источники, и резко активизировалось взаимодействие коры и мантии. В процессе эволюции Земли роль щелочного магматизма увеличивалась, особенно начиная с -700 млн лет назад [Когарко, 2001]. Представляет интерес изучение характера пространственно-временной эволюции магматизма в блоках раннего докембрия, служивших в качестве ядер древних кратонов. Изучение магматизма с позиций соотношений мантийных и коровых компонентов в магматических расплавах открывает возможность представить эволюцию глубинных процессов в случае переработки блоков раннего докембрия либо показать характер развития процессов на границах таких блоков при сохранении стабильности древних кратонов. Центральная Азия служила ареной мощнейшего палеозойского магматизма, сопровождавшего субдукционные и коллизионные процессы [Федоровский и др., 1995; Ярмолюк и др., 1997; Владимиров и др., 1999; Гордиенко, 2003 и др.]. Кратонный фундамент Сибирской платформы мог быть потенциально вовлечен в переработку. В качестве критерия оценки его стабильности должен служить характер развития магматизма на его окраине и в сопредельных складчатых структурах.

Один из дискуссионных вопросов современной петрологии — происхождение щелочно-ультраосновных комплексов с карбонатитами. Высокая щелочность пород массивов часто рассматривалась как результат их вторичной метасоматической переработки. Развивалась гипотеза об образовании щелочно-ультраосновной формации при эволюции ультраосновных магматических расплавов как производных особых мантийных источников. Щелочно-ультраосновные породы и карбонатиты рассматривались как производные источников, генетически не связанных между собой. Пространственное совмещение щелочных пород и карбонатитов с ультрабазитами считалось случайным [Бородин, 1961; 1965 и др.]. Допускалось образование карбонатитов в гидротермально-флюидных системах [Фролов, 1975; Булах, Иванников, 1984]. Важнейшим аргументом в пользу магматического происхождения карбонатитов явилось непосредственное наблюдение извержения карбонатитовой лавы вулкана Ол-Доиньо-Ленгаи [Доусон, 1983]. Тем не менее, при изучении интрузивных фаций щелочно-ультраосновных комплексов неизбежно возникает проблема их двойственной природы. Проблема двойственного (мантийного и корового) происхождения существует и для щелочных гранитоидов [Barbarin, 1999; Коваленко и др., 2000; Scaillet, MacDonald, 2001].

Цель работы - изучить характер смены щелочно-ультраосновного, щелочного, субщелочного и литий-фтористого гранитоидного магматизма на границе докембрия-кембрия и в палеозое на примере ключевых интрузивных массивов территорий раннедокембрийского Шарыжалгайского блока и сопредельной Окинской структурно-формационной зоны.

Основные задачи:

1. Определить возраст массивов радиоизотопными методами.

2. Изучить вариации химического состава пород и их характеристики в Rb-Sr-изотопной системе.

3. Исследовать пространственно-временные вариации компонентов мантии и коры в магматических расплавах по изотопным и микроэлементным данным.

Защищаемые положения:

1. На границе докембрия-кембрия, 548 млн лет назад, в Шарыжалгайском блоке внедрился Задойский щелочно-ультраосновной массив. Его геохимическая эволюция от рудных клинопироксенитов через ийолиты к нефелиновым сиенитам и карбонатитам заключалась в смене обедненного материала из аномальных мантийных источников материалом подлитосферной конвектирующей мантии. Аномальные мантийные источники были подобны источникам вулканических пород из зоны конвергенции Тихоокеанской и Евразиатской плит и внутренней части Африканской плиты.

2. В Окинской зоне палеозойский субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм проявился в Хуша-Гол-Билютинской и Самсал-Хоньчинской интрузивных цепочках, соответственно 517-319 и 307-261 млн лет назад. Различаются магматические тела, сложенные 1) дифференциатами, эволюционировавшими с повышением Rb/Sr непосредственно от состава источника, 2) дифференциатами с более высоким Rb/Sr по сравнению с отношением в источнике и 3) дифференциатами и порциями выплавок из геохимически неоднородных источников с варьирующим Rb/Sr.

3. Шарыжалгайский кратонный блок и сопредельная часть Окинской зоны характеризовались направленным развитием палеозойского магматизма от мантийного к преимущественно коровому. Щелочнобазальтовый мантийный магматизм, подобный магматизму, сопровождавшему утонение литосферы Сино-Корейского кратона, распространился на рассматриваемой территории только в позднем кайнозое.

Научная новизна. Впервые реконструирована последовательность развития щелочного магматизма в Шарыжалгайском блоке и сопредельной части Окинской зоны. Предложена геохимическая модель эволюции щелочно-ультраосновного магматизма в Задойском массиве. Установлено, что субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм в Окинской зоне был сосредоточен в Хуша-Гол-Билютинской и

v Самсал-Хоньчинской интрузивных цепочках. По соотношению Rb/Sr в интрузивных породах и их источниках выявлены принципиальные различия петрогенезиса субщелочных, литий-фтористых и щелочных гранитоидов. Первые представляли собой дифференциаты,

1 эволюционировавшие от состава источника, претерпевшего высокую степень плавления. Вторые также были дифференциатами, но с геохимическими характеристиками, существенно отличавшимися от характеристик источника. Третьи включали дифференциаты и порции выплавок из геохимически неоднородных источников. Выявлена направленная смена магматизма в интервале с 548 до 261 млн лет назад от мантийного (доаккреционного)

°) к коровому (послеаккреционному). Показано, что заключительный мантийный магматизм в

Шарыжалгайском кратонном блоке проявился на рубеже докембрия-кембрия и в

дальнейшем не возобновлялся. Этот блок оставался стабильным в отношении магматических

' процессов в течение всего палеозоя, хотя в сопредельной Окинской структурно-

формационной зоне проявлялась высокая магматическая активность.

Практическая значимость работы. Результаты геохронологических и геохимических исследований использованы для обоснования легенды Восточно-Саянской серии геологических карт.

Фактический материал и методика исследований. Диссертационная работа выполнена в лаборатории изотопии и геохронологии Института земной коры СО РАН. Для территории Восточного Саяна обрабатывалась коллекция образцов щелочных и субшелочных пород, собранная в 1999-2000 гг. в рамках выполнения совместных работ с Окинской партией ГФУП "Бурятгеоцентр". Для Задонского массива частично использовались образцы из коллекции А.А. Конева, а для Бото-Гольского и Хуша-Гольского массивов - из коллекции Ю. В. Меньшагина. Петрогенные оксиды определялись классическим методом «мокрой химии» в аналитическом центре Института земной коры СО РАН (аналитики: Г.В. Бондарева и М.М. Смагунова) и в химической лаборатории Бурятгеолкома. Содержания лития и фтора измерялись в аналитическом центре Института земной коры (аналитики: Сизых Ю.И., Колтунова Е.Г. и Царева Н.Ю.) Химическая

подготовка проб для элементного анализа методом ICP-MS осуществлялась М.Е. Марковой в лаборатории изотопии и геохронологии. Использовалась вода, очищенная на установке системы Milli-Q. Кислоты типа ОСЧ очищались в изотермических тефлоновых перегонках. Измерения проводились в Иркутском центре коллективного пользования на масс-спектрометре VG Plasmaquad PQ2+ (съемка В.И. Ложкина и Е.П. Чебыкина, расчеты Т.А. Ясныгиной). Химическая подготовка проб для изотопного анализа стронция проводилась Е.В. Сараниной. Материал разлагался на воздухе в тефлоновой посуде смесью концентрированных плавиковой и азотной кислот. Стронций выделялся на хроматографических колонках с внутренним диаметром 8 мм, заполненных 5 см3 смолы Dowex 50x8 крупностью 200-400 меш. В качестве элюента использовалась 2 N соляная кислота. Концентрации Rb и Sr в пробах определялись методом изотопного разбавления. Изотопные отношения стронция и его концентрации в пробах с трассером определялись М.Н. Масловской в ходе одного анализа на масс-спектрометре «Finnigan MAT 262» в Иркутском центре коллективного пользования. В период измерений средние значения изотопного стандарта стронция NBS SRM 987 составили 0,7102810,00002. Изотопные отношения 87Rb/85Rb в пробах с трассером измерялись на масс-спектрометре МИ-1201ТМ лаборатории изотопии и геохронологии. Расчеты возрастов проводились по программе "ISOPLOT". Использовалась константа распада 87Rb 1,42x10"" год"1. Датирование проводилось также К-Ar методом И.С. Брандтом и СБ. Брандтом по минералам с определением остаточного радиогенного аргона ступенчатым нагревом по оригинальной методике расчетов. Применялся метод 40Аг-39Аг со ступенчатым отжигом мономинеральных проб и измерениями на масс-спектрометре "Noblegas-5400" в аналитическом центре ОИГГиМ СО РАН (аналитик А.В. Травин) и на масс-спектрометре МАР-216 во Фламандском Свободном Университете Брюсселя (аналитик А.В. Иванов).

Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 8 работ, в том числе 3 статьи в журналах. Две статьи направлены в печать. Результаты исследований представлены на 5 российских конференциях.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и 8 приложений общим объемом 124 страницы машинописного текста. В ней содержатся 38 иллюстраций и список литературы из 176 наименований.

Автор благодарит за помощь в подготовке диссертации научного руководителя СВ. Рассказова и научного консультанта Г. Я Абрамовича, а также СБ. Брандта, И.С. Брандта, М.Е. Маркову, М.Н. Масловскую, Е.И. Демонтерову, А.В. Иванова, Е.В. Саранину, Т.А. Ясныгину, М.А. Смагунову, Г.В. Бондареву, В.И. Ложкина, Е.П. Чебыкина, А.В. Травина за вклад в аналитические исследования. Особую благодарность автор выражает начальнику Окинской партии ГФУП «Бурятгеоцентр» В.Г. Скопинцеву и другим геологам, совместно с которыми проводились полевые исследования. При обработке материала и подготовке текста важную роль сыграли консультации А.А. Конева, Л.З. Резницкого и В.Г. Беличенко.

Глава 1 РАЗМЕЩЕНИЕ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ИНТРУЗИВОВ

Исследуемые породы палеозойских массивов находятся в пределах Шарыжалгайского кратонного блока и Окинской структурно-формационной зоны (рис. 1.1). Геологическая история этих территорий существенно различалась и должна была, в конечном итоге, предопределить разный характер развития щелочного и субщелочного магматизма.

Рис. 1.1. Местоположение районов исследований. Использована тектоническая схема южного складчатого обрамления Сибирской платформы, составленная В. Г. Беличенко и Р. Г. Боосом [Эволюция..., 1988].

1 - 3 - Сибирская платформа: 1 - осадочный чехол, 2 - выступы фундамента, 3 -троговые структуры; 4-6 - Боксон-Хубсугульская структурно-формационная зона (микроконтинент): 4 - выступы цоколя (Г- Гарганский, Ш - Шутхулайский), 5 - чехол, 6 -Окинская зона; 7-8 - сопредельные структурно-формационные зоны: 7 - Ильчирская, 8 -Восточно-Тувинская; 9 - щелочно-ультраосновные массивы с карбонатитами; 10 - район исследований в Окинской зоне.

10 1.1. Шарыжалгайский блок

Шарыжалгайский блок входит в состав Присаянского выступа фундамента Сибирской платформы и сложен архейскими кристаллическими породами шарыжалгайской серии. Он простирается на 300 км от побережья озера Байкал на северо-запад и ограничен с юго-запада зоной Главного Саянского разлома, по которому происходит сочленение Сибирской платформы с Саяно-Байкальской складчатой областью (рис. 1.1). На северо-востоке Шарыжалгайский блок либо трансгрессивно перекрывается осадочными образованиями платформенного чехла, либо надвинут на них. Ширина выхода на поверхность пород шарыжалгайской серии колеблется от 75-80 до 10-15 км, постепенно уменьшаясь к северо-западу. По данным аэромагнитных исследований основные структуры Шарыжалгайского выступа на севере прослеживаются под отложениями платформенного чехла [Грабкин, Мельников, 1980].

Шарыжалгайская серия сложена гнейсами, кристаллическими сланцами, а также чарнокитами, гранитами, гранито-гнейсами и мигматитами, в ней наблюдается сложное сочетание пород с ассоциациями гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма, широко развиты процессы гранитизации, связанные с регрессивным метаморфизмом (высокотемпературным диафторезом) амфиболитовой фации.

Шарыжалгайский блок формировался в несколько неравнозначных этапов. Наиболее полно представлены высокометаморфизованные породы этапа гранулитового метаморфизма и гранитизации, а также породы высокотемпературного диафтореза - кинематической ретрогрессии в условиях амфиболитовой фации. В структурно-вещественном комплексе различаются свиты по литологическому составу пород. Распространены основные кристаллические сланцы с прослоями гнейсов разного состава, гнейсы, высокоглиноземистые сланцы, мрамора и амфиболиты [Беличенко и др., 1988]. Шарыжалгайский выступ подразделяется на четыре отдельных блока: Иркутный, Жидойский, Мало-Бельский и Булунский. Их границами служат мощные субмеридиональные разломы, которые различаются как по составу слагающих пород, так и по характеру эволюции основных структурных форм [Парфенов, 1967; Прокофьев, 1971; Грабкин, Мельников, 1980].

Определения возраста пород Шарыжалгайского блока получены по результатам датирования Pb-Pb, U-Pb, Rb-Sr и Sm-Nd методами. Э.В.Соботович и др. (1965) привели первые результаты определения изотопного возраста в гнейсах на основе свинцово-изохронного метода, с помощью которого они рассчитали возраст 2900+300 млн лет. М.И.

11

Волобуев и др. (1980) для чарнокит-эндербитов, чарнокитов и гранито-гнейсов получили цифру 2300±200 млн лет, а для пегматоидных гранитов и гранито-гнейсов - 1800±150 млн лет. U-Pb методом Е.В.Бибиковой и др. [Геология гранулитов, 1981] по цирконам из метабазитов и биотит-гиперстеновых гнейсов получены цифры 2700-2600 млн лет, а по цирконам из чарнокита и эндербита из береговых обнажений Байкала - 2050-1950 млн лет.

Датирование интрузивных и метаморфических пород Шарыжалгайского блока также проводилось Rb-Sr изохронным методом. Первая цифра 1760±75 млн лет была получена Е.К. Герлингом и Е.С. Варшавской (1966) для гнейсов из Присаянской зоны. Затем Г.П.Сандимирова и др. (1979) получили изохрону 3730±100 млн лет по кристаллосланцам и гнейсам, а по мигматизированным сланцам, мигматитам, эндербитам, чарнокитам и гранитам - 2400±50 млн лет. Крылов и др. (1980) получили рубидий-стронциевые изохроны для гнейсов (2530±2б0 млн лет), чарнокитов (2540±160 млн лет) и биотитовых гранитов (2530±350 млн лет). СБ. Брандт с соавторами (1987) определили возраст 2450±100 млн лет для процесса флогопитизации в контактовых ореолах тела метаультрабазитов в районе Крутой губы. Различными методами в эволюции Шарыжалгайского комплекса намечены три главных события: 3700 млн лет, 2400-2700 млн лет и 1800-2000 млн лет. Е.В.Бибикова [Геология гранулитов, 1981] пришла к выводу, что накопление вулканогенно-осадочных толщ, заложивших начало Шарыжалгайского комплекса, происходило 2800 млн лет назад, а их метаморфизм протекал 2600-2700 млн лет тому назад. В интервале 1800-2000 млн. лет комплекс был охвачен мощным повторным метаморфизмом, сопровождавшимся явлениями плавления с образованием чарнокитов и гранитов [Геря, 2002]. Предполагается, что воздымание Шарыжалгайского блока произошло в мезо-кайнозое. Фаза воздымания определена по закрытию K-Ar-изотопной системы 58 млн лет назад в вермикулитизированном биотите из коры выветривания пород Задойского массива [Логачев и др., 2002].

1.2. Окинская зона

Окинская зона расположена на северном краю Тувино-Монгольского массива и представляет собой осевую часть зоны опускания, заполненную осадочными и осадочно-вулканогенными отложениями окинской серии [Геология и рудоносность..., 1989; Федотова, Хаин, 2002; Кузьмичев, 2004]. Зона состоит из двух частей, граница между которыми проходит по Тисса-Шибеликскому надвигу: в северной части распространены венд-

12

кембрийские карбонатные отложения, в южной - вулканогенные и вулканогенно-осадочные [Геология и рудоносность..., 1989].

При крупномасштабном геологическом картировании и тематических биостратиграфических работах 70-90-х годов в составе окинской серии были выделены три толщи: нижняя пестроцветная (хурайжалгинская), средняя эффузивно-осадочная (хурэнская) и верхняя флишоидная (зусалантайская). Из осадков выделены многочисленные органические остатки возрастного диапазона ордовика-силура (до девона?). На этом основании окинская серия рассматривалась как часть последовательности осадочных' и осадочно-вулканогенных комплексов, сформировавшихся после карбонатных отложений боксонской серии - венд-среднекембрийского чехла Тувино-Монгольского массива. Выше боксонской серии было закартировано несколько стратиграфических подразделений: мангатгольская свита перемытых обломочных карбонатных отложений, яматинская толща терригенных осадков, перемежающихся с кислыми эффузивами и их туфами, дабанжалгинская свита глубоководных тонких осадков с кремнями и, наконец, осадки, лавы и силлы окинской серии [Рощектаев и др., 1983]. В пространственном отношении распределение хурайжалгинской и хурэнской толщ окинской серии тесно связано с осадками нижележащих стратиграфических подразделений. Такой же осадочный комплекс закартирован в Хайтинском прогибе. Зусалантайская флишоидная толща присутствует только в осевой части Окинского прогиба. Недавно по одному из силлов, закартированных в составе окинской серии, была получена минеральная Sm-Nd - эрохронная датировка 736 млн лет и сделан вывод о рифейском возрасте всей окинской серии [Кузьмичев, 2000]. Этот вывод подкреплялся фактом прорывания осадков Окинского прогиба среднеордовикским Ехе-Хайгасским гранитным массивом с Rb-Sr минеральной изохронной датировкой 4бО±2,5 млн лет. Позднее был измерен и раннеордовикский U-Pb возраст 475,9±4,2 млн лет по цирконам из дайки кварцевых монцонитов, также прорывающих осадки Окинского прогиба [Рыцк и др., 2000]. '"

С севера и востока Окинский прогиб обрамлен крупными гранитоидными интрузивами. Небольшой Ехе-Хайгасский массив занимает обособленное положение в южной части прогиба. Систематические исследования Rb-Sr-изотопной системы различных гранитоидных тел из обрамления Окинского прогиба показали их возрастной диапазон, перекрывающий почти весь палеозой [Рассказов и др., 2001]. Установлено ограниченное распространение гранитоидов позднего палеозоя в восточной части Окинской зоны [Рассказов и др., 2002].

13

*

* *

Исследуемые породы щелочных и субщелочных интрузивов находятся в пределах территорий с различной геологической историей. Шарыжалгайский блок представляет собой часть Присаянского выступа фундамента Сибирской платформы, а Окинская зона относится к окраине Тувино-Монгольского массива.

14

Глава 2

ГРАНИЦА ДОКЕМБРИЯ-КЕМБРИЯ - ЗАДОНСКИЙ ЩЕЛОЧНО-УЛЬТРАОСНОВНОЙ МАССИВ ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО БЛОКА

2.1. Геологическая характеристика

Задойский (Жидойский) массив расположен в раннедокембрийском Шарыжалгайском блоке Присаянского выступа фундамента Сибирской платформы (рис. 2.1). Во вмещающих породах чередуются пачки светло-серых биотитовых, биотитово-роговообманковых, гиперстеновых и двупироксеновых гнейсов и темно-серых кристаллических плагиосланцев. В становлении массива выделяются четыре фазы [Конев, 1970, 1982]: 1) фаза внедрения крупного магматического тела рудных клинопироксенитов, 2) фаза кристаллизации ийолитов и ийолитоподобных пород, 3) фаза внедрения даек нефелиновых сиенитов и 4) фаза образования карбонатитовых жил. По данным бурения, ильменитовые клинопироксениты погружаются под перовскитовые. В вертикальной скважине 10 перовскитовые клинопироксениты составляют верхние 100 м и глубже сменяются ильменитовыми клинопироксенитами. Контакт между телами ильменитовых и перовскитовых рудных клинопироксенитов имеет северо-западное простирание. Вблизи контакта в ильменитовых клинопироксенитах встречены жилы африкандитов и апатит-титаномагнетитовых клинопироксенитов (соответственно, обр. 165 и 71).

Перовскитовые клинопироксениты - среднезернистые породы черного цвета с трахитоидной текстурой, сложенные моноклинным пироксеном (до 70 %), титаномагнетитом (15 %), апатитом (7 %), перовскитом (6,5 %) и ильменитом (1 %). В акцессорных количествах присутствуют бурая роговая обманка, биотит, титанит, пирротин, пентландит, халькопирит и пирит. Африкандиты - мелкозернистые массивные породы черного цвета, состоящие из зерен перовскита (=33 %), пироксена (=25 %), апатита (до 14 %), амфибола, ильменита и интерстиционного титаномагнетита (=22 %). Обнаружены небольшие мономинеральные жилы, сложенные перовскитом или титаномагнетитом.

Ильменитовые клинопироксениты отличаются от перовскитовых темно-серым цветом и более мелкозернистым сложением. По сравнению с перовскитовыми клинопироксенитами, они содержат больше моноклинного пироксена (до 76 %) и ильменита (7,5 %), но меньше титаномагнетита (10 %) и апатита (6 %). Из акцессорных минералов присутствуют сульфиды и изредка перовскит.

15

СИБИРСКАЯ \ ПЛАТФОРМА

Ж-99-12

Рис. 2.1. Схемы местоположения (А) и опробования (Б) Задойского щелочно-ультраосновного массива. Составлены на основе схем из работы [Конев, 1970].

На рис. А: 1-3 - Присаянский выступ фундамента Сибирской платформы: 1 -Шарыжалгайский блок; 2 - Бирюсинский блок; 3 - Урикско-Ийский грабен; 4 - Задойский массив (а) и массивы Белозиминского комплекса (б). На рис. Б: 5 - ильменитовые клинопироксениты; б - перовскитовые клинопироксениты; 7 - жилы африкандитов и апатит-титаномагнетитовых клинопироксенитов, рассекающие ильменитовые

клинопироксениты; 8 - ийолит-мельтейгитовые породы; 9 - дайки нефелиновых сиенитов; 10 - жилы карбонатитов; 11 - граница между фациями перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов первой фазы; 12 - биотитовые и двупироксеновые плагиосланцы и гнейсы раннедокембрийского фундамента; 13 - линии предполагаемых тектонических нарушений; 14 - современный аллювий и предполагаемый контур погребенной под ним северо-западной части массива; 15 - номера образцов; 16 - скважины: скв.10 (обр. 0, 1, 2, 31, 18, 26. 37, 39, 51, 58, 68, 74, 94), скв. 11 (обр. 83).

Породы второй фазы подразделяются по составу, условиям залегания и генезису на магматические (микрозернистые полевошпатовые ийолиты маломощных даек, среднезернистые мельтейгиты из мощной дайки) и метасоматические (ийолит-

16

мельтейгитовые породы юго-восточной оконечности массива, образовавшиеся при нефелинизации рудных клинопироксенитов).

Дайки и жилы нефелиновых сиенитов третьей фазы рассекают тело рудных клинопироксенитов и частично распространяются за его пределы. В пределах фации перовскитовых клинопироксенитов первой фазы нефелин-сиенитовые жилы имеют крупнозернистое и пегматоидное сложение, а в пределах фации ильменитовых клинопироксенитов и во вмещающей раме - тонкозернистое. Нефелиновые сиениты сложены нефелином (16,4 %), анортоклазом (53,4 %), канкринитом (15,7 %), эгирин-авгитом (11,7 %) и биотитом (2 %). В акцессорных количествах присутствуют циркон, титанит, клиноцоизит и кальцит.

* Жилы карбонатитов четвертой фазы внедрились среди перовскитовых клинопироксенитов и метасоматических мельтейгитов. Это крупнозернистые желтовато-белые породы массивного сложения, состоящие главным образом из кальцита с примесью биотита, апатита и сульфидов. Из акцессорных минералов в карбонатитах встречается пирохлор.

2.2. Химический состав пород

2.2.1. Петрогенные оксиды

В рудных клинопироксенитах первой фазы сумма щелочей не превышает 1,6 мае. % при умеренных содержаниях MgO (8-11,6 мае. %), высоких содержаниях СаО (16-21 мае. %) и Т\Ог (5-12 мае. %). Магматические жилы ийолитов и мельтейгитов второй фазы массива подобны по химическому составу эффузивным мелилититам. Жильные нефелиновые сиениты третьей фазы имеют высокощелочной состав (сумма щелочей 15-16 мае. %) и сопоставляются с фоидитами. Карбонатиты относятся к кальциевому типу с содержаниями СаО 54-56 мае. %, СО2 39-42 мае. % (прил. 2.1).

В перовскитовых клинопироксенитах с повышением магнезиальности содержания ТЮг увеличиваются, a FeO+Fe2Cb снижаются. Максимальное содержание ТЮг П.6 мае. % определено в наиболее магнезиальном перовскитовом клинопироксените (обр. 0). В менее магнезиальных перовскитовых клинопироксенитах содержание ТЮг снижается до 10,4 мае. %. Наиболее магнезиальный ильменитовый клинопироксенит (обр. 74) с содержанием 6,6 мае. с/с ТЮг- вместе с обр. 83 и 18 относится к группе магматических низкотитанистых ильменитовых клинопироксенитов. Содержания MgO в этой группе пород снижаются с

17

повышением концентраций ТЮг. На низкомагнезиальном окончании тренда ильменитовых клинопироксенитов находятся образцы, обогащенные фосфором, железом (апатит-титаномагнетитовый клинопироксенит, обр. 71) и титаном (обр. 51). Титанитовый клинопироксенит (обр. 39) отличается низкими концентрациями ТЮг (5 мае. %). Максимальные концентрации этого оксида (28,6 мае. %) определены в африкандите (обр. 165) (рис. 2.2).

TiO2 , мае. %

3, мае. %

TiOj=28.6 мае. %

SiO,= 10.6 мае. %

ю

71 31 в

165 Ж 1 168 ш

1 ' 1 ш 58

IS SO 35 30 35 40

SiO2, мае. %

TKV28.6 МдО

,4;--------Г-

28.6 мае. % ^\ .5.6 мае. % Ж

S 10 15 20 25 30 35 40

SiQj, мас.% FeO+Fe2 О3, мае. %

* 71 г

Щ щ 38

165 Ж 511

58 щ т

S в 7 8 9 10 11 12 13

МдО, мае. %

~4 в 8 10 12 14

МдО, мае. %

з /4

Рис. 2.2. Вариации ТЮг и РеО+ИегОз по отношению к SiO2 и MgO в рудных клинопироксенитах Задойского массива.

1 - группа перовскитовых клинопироксенитов; 2 - группа ильменитовых клинопироксенитов; 3-4 - жилы в ильменитовых клинопироксенитах апатит-титаномагнетитового (3, обр. 71) и титанитового (4, обр. 39) клинопироксенитов; 5 -африкандит.

Содержание SiC2 в перовскитовых клинопироксенитах не превышает 30,5 мае. % при минимуме в африкандите 10,6 мае. %, а в ильменитовых клинопироксенитах варьирует от 31,8 до 37,3 мае. % (прил. 2.1). Исключение составляет образец 68 ильменитового клинопироксенита с содержанием кремнезема 28 мае. %. Он располагается на линии, соединяющей наиболее обогащенный кремнеземом клинопироксенит обр. 58 и обедненный кремнеземом состав обр. 71 (апатит-титаномагнетитовый клинопироксенит) (рис. 2.2, В).

Список литературы