авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 26 |

«Administration of Tomsk Rigion   Ministry of Natural Resources and Ecology of the Russian Federation   Ministry of Education and Science of the Russian Federation   ...»

-- [ Страница 8 ] --

Таштагольское – крупному кобальта. Средние по масштабу потенциальные месторождения имеются на Казском – бора, на Абаканском и Ирбинском – кобальта. Мелкие потенциальные месторождения золота сосредоточены в железных рудах Казского, Абаканского и Краснокаменского месторождений;

марганца, меди и цинка на Сухаринском, фосфора на Коршуновском и Рудногорском, кобальта и никеля на Коршуновском. На большинстве объектов сосредоточены запасы и прогнозные ресурсы серы, эквивалентные средним и мелким месторождениям.

Разведанные резервные месторождения. При рациональном комплексном освоении разведанных резервных железорудных месторождений имеются потенциальные перспективы получить два уникальных и два крупных месторождения кобальта, одно крупное и одно среднее ванадия, два средних месторождения кобальта, два средних и три мелких меди;

одно среднее и одно мелкое золота;

одно среднее молибдена, никеля, висмута, мышьяка, серебра, марганца, фосфора, средние и мелкие серы. Среди разведанных резервных железорудных месторождений наиболее впечатляюще на комплекс попутных компонентов выглядят следующие.

Ампалыкское. Содержит запасы и прогнозные ресурсы, эквивалентные по масштабу уникальному месторождению кобальта, средним месторождениям молибдена, висмута, мышьяка и золота;

мелким – серебра и меди.

Холзунское – крупным месторождениям ванадия и кобальта, мелким фосфора и редких земель.

Анзасское – уникальному месторождению кобальта, мелким меди, никеля и золота.

Тагарское – крупному месторождению кобальта, среднему меди.

Комплексное освоение Таежного, Десовского и Тарыннахского рудных узлов.

Реализация программы осуществляется в рамках проекта «Комплексное развитие Южной Якутии». Как показывают наши предварительные подсчеты, в железных рудах месторождений сырьевой базы Таежного и Тарыннахского ГОКов потенциально могут быть сосредоточены запасы (без учета бора), эквивалентные уникальным месторождениям кобальта и золота, среднему месторождению меди, серебра и серы, мелким месторождениям цинка, редких земель, апатита. Заслуживают оценки силлиманитовые, кордиеритовые, андалузитовые сланцы как источник глинозема.

Таким образом, комплексное освоение железорудных месторождений Сибири может привести к открытию месторождений, в том числе крупных, цветных, благородных, редких, черных металлов, горно-химического сырья, значительно (в разы!) повысить рентабельность разработки месторождений железных руд и получения конечной продукции черной металлургии;

устранить или ослабить отрицательное воздействие отходов металлургического производства на окружающую среду. При колоссальных масштабах добычи железной руды – многие десятки млн. т – ежегодно в отвалах скапливаются огромные количества токсичных веществ, рассредоточенных по большому количеству объектов, обычно не изолированных от гидросети, что усиливает их отрицательное воздействие на окружающую среду. Значительная часть вредных компонентов с дымами металлургического производства попадает непосредственно в атмосферу, губительно воздействуя на здоровье человека. В их составе ежегодно (без учета производства кокса) в атмосферу выбрасывается около 75 тыс. т серы, 4 тонны ртути, 100 тонн мышьяка.

Использование минерального сырья комплексно – это не временное явление, а устойчивая тенденция развития всей горнорудной промышленности мира, поэтому проблема для сибирских железорудных месторождений требует быстрейшего своего решения. Решив эту проблему, будет в значительной степени решена и экологическая проблема промышленных центров, перерабатывающих железорудное сырье. Анализ материала по попутным компонентам в железных рудах месторождений Сибири показал, что в силу разных причин, главным образом, из-за давности закончившейся разведки и ввода объектов в эксплуатацию, месторождения даже с утвержденными запасами попутных компонентов не отвечают современным требованиям к изученности комплексных месторождений, тем более, что руды анализировались на ограниченный набор элементов. Приступить к комплексному использованию железных руд и месторождений в данный момент невозможно, не решив главных задач – геологического, технологического, экономического, стратегического и политического характера.

ПРОБЛЕМА ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫХ ОТНОШЕНИЙ СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ АЛМАЗОНОСНЫХ КИМБЕРЛИТОВ И БАЗИТОВ СИБИРСКОГО КРАТОНА 1 2 1 А.И. Киселев, В.В. Ярмолюк, А.В. Иванов, К.Н. Егоров Институт земной коры Сибирского отделения Российской академии наук, Иркутск, Россия Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии, Москва, Россия E-mail: akiselev@crust.irk.ru Среднепалеозойский рифтинг, охвативший восточную часть Сибирского кратона, завершился формированием его восточной границы. Раскол континента был сопряжен с появлением тройной системы рифтов, наиболее крупная ветвь которой представлена внутриконтинетальным Вилюйским рифтом, слепо выклинивающимся в теле кратона.

Этот рифт представляет собой систему впадин, выполненных вулканогенно осадочными толщами общей мощностью до 7 км, возраст которых варьирует от сред него девона до нижнего карбона включительно (рис. 1).

Рис. 1. Схема строения Вилюйского рифта 1 – эффузивно-осадочные толщи рифтовых впадин, 2 – участки относительных поднятий, 3 – дайки долеритов, 4 – поля алмазоносных кимберлитов (М – Мирнинское, Н – Накынское, ДА – Далдыно Алакитское, ВМ – Верхнемунское), 5 – разломы, 6 – центр Якутского плюма [1] Важными элементами строения Вилюйского рифта являются дайки. Особенно масштабно они проявились в обрамлении рифта на его юго-восточном и северо западном плечах, известные как Чаро-Синский и Вилюйско-Мархинский дайковые рои.

Вилюйско-Мархинской рой контролируется системой крупных разломов протяженно стью 700 км при ширине до 30 км на юго-западе и 70 и более км на северо-востоке. В пределах роя наиболее распространенными являются дайки в толщах верхнего кембрия и нижнего ордовика. Реже распространены силлы и хонолиты, представленные долери тами. Более редкими являются дайки сложного строения с вариациями состава от оли винсодержащих долеритов до монцонит-порфиров.

Кимберлиты в пределах Вилюйско-Мархинского дайкового пояса образуют два кластера трубок, известных как Мирнинское (Мало-Ботуобинское) и Накынское поля, удаленные друг от друга примерно на 300 км. Они расположены на плече рифта за пре делами зоны депрессий, то есть там, где рифтогенные процессы в их структурном вы ражении проявились в ослабленном виде (рис. 1). Особый интерес вызывает проблема пространственно-временных отношений кимберлитового и базитового магматизма. В трубке Мир (Мирнинское поле) кимберлиты прорывают силл и дайку среднепалеозой ских долеритов. Взаимоотношения кимберлитов и базитов было изучено нами в трубке Нюрбинская Накынского поля. Долерит-монцонитовая дайка мощностью ~ 50–70 м, прорывающая кимберлиты трубки Нюрбинская, является уникальным объектом. Ее краевые части сложены оливинсодержащими (1–2 %) долеритами. По направлению к центру тела они переходят в безоливиновые долериты и кварцсодержащие габбро долериты. Центральную часть дайки (7–10 м) слагают монцонит-порфиры.

Согласно геологическим и биостратиграфическим данным, наиболее масштабные излияния базальтов в пределах рифтовых впадин происходили в верхнем девоне и за вершились в нижнем карбоне [2]. Кимберлитовый магматизм в регионе также соответ ствует интервалу верхний девон–ранний карбон. Девонские осадочные отложения на территории Накынского поля отсутствуют в результате глубокого ( 500 м) эрозионно го среза палеозойских отложений. Но они сохранились в виде ксенолитов в кимберли товых трубках, содержащих силурийский и девонский комплексы конадонтов. Наибо лее молодой комплекс конадонтов из ксенолитов трубки Нюрбинская имеет среднеде вонский возраст. Следовательно, абсолютный возраст кимберлитов трубки Нюрбинская не может быть древнее возраста 383,6 ±3.0 млн. лет, отвечающего границе между жи ветским и франским ярусами девона [3]. Полученный нами 40Ar/39Ar методом возраст долеритов 374,4 ± 3,5 млн. лет из дайки, прорывающей кимберлиты, может являться верхним возрастным ограничением времени ее формирования.

Пространственно-временное совмещение базитового и кимберлитового магма тизма в пределах Вилюйско-Мархинского дайкового роя предопределялось предшест вующей тектонической эволюцией литосферы Сибирского кратона. На месте Вилюй ского рифта в палеопротерозое находился Акитканский орогенный пояс, литосфера ко торого была значительно тоньше по отношению к кратонной литосфере смежных ар хейских Анабарского и Алданского супертеррейнов. В мезо-неопротерозое на террито рии Вилюйского рифта существовал Нюрбинский рифт. В пределах Вилюйского рифта, как области максимального растяжения изначально тонкой палеопротерозойской лито сферы в среднем палеозое, характерен исключительно базитовый магматизм. Вилюй ско-Мархинский дайковый рой находится в области умеренного растяжения архейской кратонной литосферы на плече рифта и здесь проявился как базитовый, так и кимбер литовый магматизм. На удалении ~ 400 км от Вилюйского рифта на территории, не за тронутой рифтогенезом, находятся Далдыно-Алакитское и Верхнемунское кимберли товые поля (рис. 1). Уменьшение мощности литосферы от рифта к внутренним частям кратона согласуются с данными термобарометрии. В среднем палеозое мощность лито сферы в Мирнинском поле составляла 190 км, а в Далдыно-Алакитском поле – 230 км [4].

Мезо-неопротерозойские тектонические события в области Вилюйского рифта совпадают по времени с модельными возрастами (0,8–1,4 млн. лет) обогащения компо нентом EMI мантийного источника кимберлитов Накынского поля [5]. В Мирнинском поле мезо-неопротерозойское событие нашло отражение в образовании алмазов. Со гласно Re-Os датировкам сульфидных включений в некоторых алмазах, их возраст для трубки Мир составил 800–1100 млн. лет, для трубки 23 съезд КПСС – 898 ± 48 млн. лет [6].

Примечательной особенностью кимберлитов Накынского поля являются присут ствующие в их составе мэйджоритовые пиропы. Это позволило сравнивать их с ким берлитами Снэп-Лэйк и Кинг-Лэйк (Канада), в которых наряду с обычными высоко хромистыми пиропами присутствуют алмазы с включениями ультраглубинных высоко Mg и высоко-Сr мэйджоритовых пиропов [7]. Данное обстоятельство легло в основу предположения об образовании накынских и канадских кимберлитов в основании ано мально мощной (до 300 км) литосферной мантии. Однако это предположение примени тельно к Накынскому полю не согласуется с геологическим строением района. Ким берлитовые трубки расположены внутри Вилюйско-Мархинского дайкового роя доле ритов на северо-западном плече Вилюйского рифта. В 100 км южнее трубок располо жен северный край Вилюйского рифта с осадочно-эффузивным наполнением. Подоб ного масштаба вещественные и структурные признаки деструкции литосферы в сред нем палеозое не могли быть реализованы при наличии сверхмощной литосферы в об ласти перехода от рифта к кратону.

Позднее микровключения мэйджоритового граната были обнаружены в алмазах из кимберлитов Далдыно-Алакитского и Мирнинского полей, а также в россыпных ал мазах на востоке Анабарского щита. В Мирнинском поле мэйджоритовые гранаты об наружены в виде мегакристов в кимберлитовой трубке Мир [8]. Глубина образования мэйджоритового граната в Мирнинском поле оценивается в ~ 240 км (P ~ 7.5 GPa).

Мэйджоритовые гранаты гарцбургитового и эклогитового парагенезисов были обнару жены в виде включений в алмазах из россыпей Анабарского алмазоносного района на северо-востоке Сибирского кратона [9]. Первые из них кристаллизовались на глубине ~240 км (P ~ 7.5 GPa), а вторые – ближе к границе между астеносферой и переходной зоной мантии на глубине ~ 360 км (12 GPa).

Подлитосферный источник образования мэйджоритов согласуется с оценками мощности литосферы Сибирского кратона, не превышающей в девоне 230 км [4]. При веденные выше данные указывают на образование протокимберлитовых расплавов и алмазов не только в основании литосферы, но и в астеносфере, вплоть до переходной зоны в верхней мантии. Из этого следует, что образование малообъемных высоко флюидизированных карбонатно-силикатных систем, ответственных за образование кимберлитов, происходило на астеносферных глубинах. Принимая во внимание перио дичность тектоно-магматических событий в пределах кратонов, источником данных систем являются адвектирующие плюмы. В мировой выборке из 90 включений мэй джоритовых гранатов в алмазах из переходной зоны перидотитовой по составу мантии, только 10 % относятся к перидотитовому парагенезису, остальные – к эклогитовому [10]. При этом наблюдается сходство составов части включений эклогитовых мэйджо ритовых гранатов и литосферных эклогитовых гранатов. Источником эклогитовых мэйджоритовых гранатов предполагаются фрагменты океанической коры, субдуциро ванной в переходную зону мантии. Однако есть основания полагать, что в переходной зоне наряду со слэбами могли находиться фрагменты кратонной литосферы с эклоги тами, генетически связанными с магматическим подслаиванием во время плюм литосферного взаимодействия и последующей деструкцией кратонного основания посредст вом деламинации.

Для среднего девона зона перехода от Вилюйского рифта к кратону характеризу ется латеральными вариациями мощности литосферы. На северо-западном плече рифта в Мирниском поле ее мощность составляет 190 км, тогда как внутри кратона (Далдыно Алакитское поле) она увеличивается до 230 км [4]. Сонахождение среднепалеозойского кимберлитового и базальтового магматизма в пределах Вилюйско-Мархинского дайко вого роя ограничивается областью перехода от толстой кратонной литосферы архей ских террейнов к относительно тонкой литосфере в основании Вилюйского рифта. По этому мы полагаем, что взаимосвязь разнородного магматизма определялась разной реакцией литосферы в зависимости от ее мощности на воздействие мантийного плюма.

Локальный апвеллинг горячего мантийного вещества под областями с утоненной лито сферой сопровождался более высокой степенью адиабатического плавления и появле нием больших объемов базальтовых расплавов, образующих магматические очаги и субаэральный вулканизм собственно в рифтовой зоне. При этом не исключается асси миляции базальтовыми расплавами под рифтом малообъемных протокимберлитовых систем, поднимающихся из астеносферы. Подъем плюма под архейскими террейнами с толстой тугоплавкой литосферой ограничивался более глубинными уровнями. Соответ ственно, плюм продуцировал малообъемные кимберлитовые расплавы на астеносфер ных глубинах и в основании кратонной литосферы. Подобная ситуация, по-видимому, была характерна для Далдыно-Алакитского и Верхнемунского полей среднепалеозой ских алмазоносных кимберлитов Якутской алмазоносной провинции.

Работа выполнена при финансовой поддержке: РФФИ, грант 11–05–00444;

Инте грационная программа СО РАН № 6.

Литература 1. Ernst R.E., Buchan K.L. Giant radiating dyke swarms: their use in identifying pre Mesozoic large igneous provinces and mantle plumes // Large igneous provinces: continental oceanic and planetary volcanism: Am. Geophys. Union Geophys. Monogr. 100. – 1997. – P. 297–333.

2. Гайдук В.В. Вилюйская среднепалеозойская рифтовая система. – Якутск: Изд-во ЯФ СО АН СССР, 1988 – 128 с.

3. Vleeschouwer D.D., Whalen M.T., Day J.E. (Jed), Claeys Ph. Cyclostratigraphic calibra tion of the Francian (Late Devonian) time scale (western Alberta, Canada) // Geol. Soc. Amer.

Bull. – 2012. – V. 124. – No 11. – P. 928–942.

4. Griffin W.L., Ryan C.G., Kaminsky F.F., O’Reilly Y.O., Natapov L.M., Win T.T., Kinny P.D., Ilupin I.P. – 1999. The Siberian lithosphere traverse: mantle terranes and the assembly of the Siberian craton // Tectonophysics. – 1999. – V. 310. – Nos. 1–4. – P. 1–35.

5. Богатиков О.А., Кононова В.А., Голубева Ю.Ю. и др. Петрогеохимические и изо топные вариации состава кимберлитов Якутии и их причины // Геохимия. – 2004. – № 9. – С. 915–939.

6. Специус З.В., Гриффин В.Л. U-Pb и Re-Os системы в минералах кимберлитов и мантийных образованиях: результаты и проблемы датировки // Изотопные системы и время геологических процессов: Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии 2–4 июня 2009: – СПб. – С. 194–196.

7. Pоkhilеnko N.P., Sobolev N.V., Reutsky V.N., Hall A.E., Taylor L.A. Crystalline inclu sions and C isotope ratious in diamonds from the Snap Lake/King Lake kimberlite dykes sys tems: evidence of ultradeep and enriched lithospheric mantle // Lithos. – 2004. – V. 77. – Is.

1–4. – Р. 57–67.

8. Siriotkina E.A., Bobrov A.V., Garanin V.K., Shkurskii B.B., Korost D.V. Exsolution tex tures in majoritic garnet from the Mir kimberlite pipe (Yakutia, Russia) // Extanded Abstract 10th IKC:– Вangalore. – 2012. – 10IKC–157.

9. Шатский В.С., Зедгенизов Д.А., Рагозин А.Л. Мэйджоритовые гранаты в алмазах из россыпей северо-востока Сибирской платформы // Докл. РАН. – 2010. – T. 432. – № 6. – C. 811–814.

10. Stachel T., Brey G.P., Harris J.W. Inclusion in sublithospheric diamonds: glimpses of deep Earth // Elements. – 2005. – V. 1. – No 2. – P. 73–78.

ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ПАТОМСКО-ВИЛЮЙСКОГО АВЛАКОГЕНА И ИХ МИНЕРАГЕНИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ПРИ ПРОГНОЗЕ АЛМАЗНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ 1 1 2 И.Г. Коробков, Е.В. Проценко, А.А. Поцелуев, А.И. Коробкова Научно-исследовательское геологоразведочное предприятие, Мирный, Россия Томский политехнический университет, Россия Санкт-Петербургский государственный университет, Россия ProtsenkoEV@alrosa.ru Восполнение минерально-сырьевой базы алмазного сырья за счет открытия новых коренных месторождений алмазов на Сибирской платформе вызывает необходимость создания универсальных разномасштабных прогнозно-поисковых моделей. Многие ис следователи, учитывая значительную глубину зарождения кимберлитового расплава, считают, что основу этих моделей должны составлять тектонические факторы контроля коренной алмазоносности.

В отношении высокопродуктивных кимберлитовых полей Малоботуобинского и Среднемархинского алмазоносных районов, расположенных на территории Западной Якутии, сегодня активно развивается идея о глубокой генетической связи кимберлито вого магматизма этих районов с Патомско-Вилюйским авлакогеном.

Анализ развития структурных позиций этих районов показывает, что именно рифтогенная природа их формирования и связанные с ней тектоно-магматические про цессы, в рамках заложения и эволюции Патомско-Вилюйского авлакогена, обусловили известные здесь проявления кимберлитового магматизма 2. Заложение этого авлако гена в среднем палеозое началось с двух субпараллельных расколов, раскрытие кото рых привело к образованию основных Ыгыаттинского и Кемпендяйского прогибов, ос ложненных целым рядом продольных и поперечных линейных депрессий, выделяемых как грабены и микрограбены или грабен-синклинали и структурные желоба. Все эти структуры в совокупности представляют собой область динамического влияния данно го авлакогена. Именно в этой области и расположены Мирнинское и Накынское ким берлитовые поля рассматриваемых районов. В пределах главных рифтовых долин в за падной части рассматриваемого авлакогена развитие системы глубинных раздвигов инициирует широкомасштабный магматизм основного состава, что приводит к образо ванию здесь Сунтарской вулканотектонической структуры (ВТС). Анализ развития ос новных элементов строения этой ВТС позволяет выделить три стадии её формирования в рамках эволюции Вилюйской рифтовой системы [1].

Первая стадия этого процесса начинается в среднем девоне с заложения пологой депрессии, выполненной карбонатно-глинистыми осадками (рис.1 а). О начале магма тической деятельности в этот период свидетельствует появление в разрезе редких ма ломощных прослоев щелочных туфов, относимых нами к первой эксплозивной фазе.

Вторая стадия приходится на границу среднего и позднего девона, когда на месте со временных Сунтарского, Арбайского, Верхнесинского, Чебыдинского поднятий, а так же Кемпендяйской и Ыгыаттинской впадин начинает формироваться обширное сводо вое поднятие (рис.1 б). По нашим представлениям, в основе этого процесса лежит не что иное, как внедрение в нижнюю часть кристаллической коры крупного мантийного диапира. Дальнейший рост сводового поднятия приводит к размыву в эпицентре дан ной ВТС отложений среднего девона, силура, ордовика и верхнего кембрия суммарной мощностью не менее 500 м [1]. Рост эпицентрального поднятия обуславливает увели чение оконтуривающих его расколов, что, в свою очередь, инициирует развитие мас штабной эффузивной фазы магматических процессов (рис.1 в). Выражением последних являются массовые излияния базальтов, которые формируют мощные покровы.

По сравнению с широкомасштабной эффузивной фазой эксплозивная деятель ность в этот период носила ограниченный характер. Маломощные (до 5 м) прослои ту фов и туффитов отмечаются, в основном, в пределах западной окраины ВТС, где они перекрывают базальтовые покровы. Один из эпицентров эксплозивного магматизма располагался между Сунтарским и Тюкянским поднятиями (рис. 2), что подтверждает ся вскрытыми здесь бурением туфогенными образованиями, представленными субжер ловыми агломератовыми и псаммитовыми туфами, а также туффитами, суммарной мощностью до 500 м.

На третьей стадии развития ВТС значительно возрастает активность и дифферен цированность движений по разломам (рис.1 г). Осадконакопление в этот период кон центрируется в грабенах и узких линейных прогибах, примером чему является Кемпендяйская грабенообразная впадина, выполненная туфогенно-осадочными обра зованиями мощностью от 3 до 7 км. В наиболее приподнятых выступах Сунтарского поднятия в это время был практически полностью эродирован осадочный чехол и частично размывался кристаллический фундамент.

Рис.1.Модель формирования Сунтарской ВТС (по В.В. Гайдуку 1 с изменения ми и дополнениями).

Линию разреза I–I см. на рис. 1 – кристаллический фундамент;

2 – венд-нижнепалеозойские от ложения;

3 – среднедевонские отложения;

4 – верхнедевонские покровы ба зальтов;

5 – верхнедевонско нижнекаменноугольные отложе ния;

6 – вулканические аппараты;

7 – толеитовые габбродолериты (а), субщелочные габбродолериты (б), кимберлиты (в);

8 – поднятия:

СН – Сунтарское, СГ – Сунтарский горст, ВР – Верхнесинское;

впадины:

ЫГ – Ыгыаттинская, КМ – Кемпендяйская, СР – Сарсанская;

9 – разломы, выделенные по геоло го-геофизическим данным Широкое проявление в этот период процессов эксплозив ного магматизма приводит к появлению многочисленных прослоев кислых туфов в разрезе фаменских, турнейских и визейских отложений. С активизацией тектонических процессов третьей стадии связана и вторая (интрузивная) фаза магматической деятель ности основного состава. В результате её развития формируется целая серия пологоза легающих в нижнем палеозое субпластовых интрузий долеритов. По данным бурения субпластовые тела долеритов фиксируются на большей части территории Среднемар хинского и Малоботуобинского районов. По сравнению с нижнекембрийским уровнем в эпицентре ВТС, в данных районах, внедрение этих интрузий присходит уже в средне и верхнекембрийские, а также нижнеордовикские отложения. Грандиозный масштаб проявлений интрузивного магматизма подчеркивается и протяжённостью связанных с субпластовыми телами дайковых роев Вилюйско-Мархинского и Чаро-Синского поясов.

Различная глубина зарождения магматического расплава, приведшего к формиро ванию субпластовых и дайковых интрузивов, находит своё отражение и в латеральном изменении их петрографического и геохимического составов. Так, для внутренних час тей Вилюйско-Мархинского пояса наиболее характерны толеитовые габбродолериты, в то время как в его периферийных частях широко развиты их субщелочные разности. В Чаро-Синском поясе магматическая деятельность также началась со становления сил лов и даек толеитовых габбродолеритов. Затем последовательно внедрялись тела суб щелочных габбродолеритов и монцонит-порфиров, а завершался магматический про цесс формированием сиенит-порфиров [4].

Рис. 2. Схема площадного развития среднепалеозойских магматических образований Сунтарской ВТС (по В.В. Гайдуку [1] с изменениями и дополнениями) 1 – районы преимущественного развития базальтовых покровов. 2 – районы распространения туфоген но-осадочного комплекса мощностью более 1 км;

3 – районы развития базальтов по всему верхнедевон ско-нижнекаменноугольному туфогенно-осадочному разрезу;

4 – хонолиты габбродолеритов;

5 – дайко вые пояса: Вилюйско-Мархинский (ВМ), Контайско-Джербинский (КД), Чаро-Синский (ЧС);

6 – базито вые трубки взрыва;

7 – крупные вулканические аппараты;

8 – граница распространения субпластовых интрузий габбродолеритов и субщелочных габбродолеритов;

9 – кимберлитовые поля: Н – Накынское, М – Мирнинское, ХМ – Хомпу-Майское;

10 – проекция латерального движения щелочно-ультраосновных расплавов от эпицентра ВТС до территорий кимберлитовых полей;

11 – предполагаемая граница эпи центральной области Сунтарской ВТС;

12 – линия разреза I–I для рис. В конце третьей стадии глубина раскола земной коры за счёт дальнейшего про движения мантийного диапира в эпицентре Сунтарской ВТС достигает максимальных значений. Видимо в этот момент и происходит активизация выделяемых на удалении от эпицентра ВТС разломов, по зонам которых проникают уже щелочно ультраосновные порции магматического расплава (рис.1 г). По сути, они-то и явились теми магмопроводящими структурами, по которым происходила «доставка» наиболее глубинных расплавов от области диапира верхней мантии с её алмазосодержащими «горизонтами» до уровня верхней части кристаллической коры и палеоповерхности осадочного чехла. По сравнению с грандиозностью масштаба проявлений магматиче ской деятельности предыдущих фаз, объём проявлений собственно кимберлитовой фа зы был несоизмеримо мал (рис.2).

Выполненные ранее исследования [3] показывают единство как петрографическо го и петрохимического составов интрузивных образований Вилюйско-Мархинского и Чаро-Синского дайковых поясов, так и общую последовательность их формирования.

Выявленные закономерности свидетельствуют и о единстве их мантийного очага, гене рирующего расплав, эволюция которого отражается в генетических особенностях по род отдельных интрузивов. Главенствующая роль в этих процессах принадлежит раз делению магматического расплава как в самом очаге, так, очевидно, и во время подъе ма его в проводящем канале на пути к гипабиссальному уровню. Учитывая выявлен ную симметричность в вещественной характеристике трещинных интрузивов Вилюй ско-Мархинского и Чаро-Синского поясов, а также пространственную сопряженность кимберлитовых тел Накынского и Мирнинского полей с субщелочными базитами, мы ранее прогнозировали возможность проявления кимберлитового магматизма вблизи субщелочных даек и в пределах Чаро-Синского дайкового пояса [3]. Сегодня это пред положение блестяще подтвердилось открытием нового Хомпу-Майского кимберлито вого поля.

Литература 1. Гайдук В.В. Вилюйская среднепалеозойская рифтовая система / Под ред. Г.С. Гу сева, Г.С. Фрадкина. – Якутск: изд. ЯФ СО АН СССР, 1988. – 128 с.

2. Коробков И.Г. Кимберлитовый магматизм как продукт эволюции древних структур // Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия: Материалы Всероссийского совещании. – Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001. – С. 111–115.

3. Коробков И.Г., Чащухин А.В. Вещественная характеристика интрузивных образо ваний основного состава Сунтарской вулкано-тектонической структуры. // Сб. тр.

«Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископае мых на пороге XXI века». – Воронеж: Воронежский государственный университет, 2003. – С. 81–86.

4. Олейников Б.В., Томшин М.Д., Королёва О.В. и др. Глубинная эволюция субще лочной толеит-базальтовой магмы в режиме палеорифтогенеза (на примере Чаро Синской зоны): препринт. – Якутск: изд. ЯФ СОАН СССР, 1984. – 32 с.

ГЕОХИМИЯ БАЗАЛЬТОВ БАССЕЙНА р. БОЛЬШОЙ КАЗЫР: ПРИЗНАКИ OIB-МАГМАТИЗМА В ВЕНД–КЕМБРИЙСКИХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ А.Д. Котельников, В.В. Врублевский, В.И. Крупчатников, П.А. Тишин, В.А. Кривчиков, И.Ф. Гертнер Томский государственный университет, Россия, E-mail: labspm@ggf.tsu.ru Формирование базальтовых комплексов океанических островов (OIB=Ocean Is land Basalts) обычно рассматривается в связи с деятельностью мантийных плюмов, проплавляющих океанскую литосферу на разных стадиях ее развития. В западном сег менте Центрально-Азиатского складчатого пояса фрагменты палеосимаунтов, содер жащих метабазальты OIB-типа, нередко отмечаются в аккреционных структурно вещественных комплексах Горного Алтая [3–7]. Вулканиты имеют возраст в интервале рифей–ранний кембрий и совместно с офиолитами представляют собой реликты коры Палеоазиатского океана. Предполагается, что в сопредельном Кузнецкому Алатау про дукты OIB-магматизма также распространены и представлены усть-анзасским и куль бюрстюгским вулканическими комплексами венда–раннего кембрия [1, 2, 8]. Впервые полученные данные по редкоэлементному составу базальтов кульбюрстюгской свиты позволяют более однозначно сопоставлять их с производными магматизма океаниче ских островов.

Ареал распространения изученных метабазальтов локализован в срединной части Кузнецко-Алатаусского хребта и контролируется зоной регионального глубинного раз лома (рис. 1). Вулканиты образуют обособленное поле (~ 12 3,5 км) в долине р. Большой Казыр и представлены лавами и туфами верхней части кульбюрстюгской свиты, возраст которой на основании геологических данных принимается вендским.

Эффузивные породы подвергнуты зеленокаменным преобразованиям, обладают мелко порфировой структурой с вкрапленниками плагиоклаза и пироксена, погруженными в интерсертальный плагиоклаз–лейкоксен–хлорит–эпидот–актинолитовый матрикс. В миндалинах встречаются альбит, халцедоновидный кварц и кальцит.

По соотношению кремнезема и щелочей среди эффузивов выделяются пикроба зальты, базальты и трахибазальты (рис. 1). Отличительной чертой химизма пикроба зальтов является высокое содержание MgO (до 15–20 мас. %), Cr (до ~2000 г/т) и Ni (до ~520–835 г/т), что характеризует их как наиболее ранние продукты магматической дифференциации. Для базальтов и, особенно, для трахибазальтов свойственны повы шение кремнекислотности (SiO2 до 50–52 мас. %) и щелочности (Na2O+K2O до ~ 4,5– мас. %), относительное обогащение LIL- и HFS-элементами (Rb ~17–34, Ba ~360–900, Zr ~160–726, Hf ~4–16, Nb ~66–101, Ta до ~5–6, Th 2,5–7,3, REE до ~225–329, в г/т;

рис. 2).

Рис. 1. Геологическая схема размещения (по материалам [2]) и петрохимические особенно сти базальтов кульбюрстюгской свиты центральной части Кузнецкого Алатау 1 – метаморфические комплексы (RF), 2 – белоиюсский базальтовый комплекс (RF3), 3 – куль бюрстюгский базальтовый комплекс (V), 4 – кремнисто-карбонатная серия (V), 5 – рифоген ная и терригенная серии (Є1-2), 6 – интрузивные комплексы (Є2), 7 – гранитоиды (Є2–О1). Тек тонические разломы обозначены сплошными утолщенными линиями. Звездочкой на врезке по казано географическое положение кульбюрстюгского комплекса. I – Кузнецкий Алатау, II – Горный Алтай, III – Западный Саян, IV – Кузнецкий прогиб, V – Минусинский прогиб. На TAS диаграмме классификационные поля приведены по (Le Bas et al., 1986;

Петрографический ко декс, 2008). Штриховой линией оконтурено поле составов островодужных базальтоидов бе лоиюсской свиты В сочетании с наблюдаемым уровнем концентраций TiO2 (до ~3–4 мас. %) и P2O5 (~0,5– 1,2 мас.%), наличием отрицательной Pb-аномалии, а также с заметной дифференциро ванностью спектров REE (La/Yb ~13–17) по этим показателям породы вполне сопоста вимы с OIB-эталоном и заметно отличаются от типичных островодужных базальтоид ных вулканитов (белоиюсская свита), распространенных в регионе. По особенностям редкоэлементного состава и соотношениям HFSE базальты OIB-типа Кузнецкого Ала тау сходны с подобными образованиями в Горном Алтае, однако более широкие гео химические вариации в последних (рис. 2) свидетельствуют о дополнительном участии в магмогенерации вещества из других источников, например, обогащенных разновид ностей MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts=базальты СОХ) или OPB (Oceanic Plateau Bas alts=базальты океанических плато).

Принято считать, что формирование базитов, геохимически сходных с OIB, воз можно не только на океанической коре, но и в условиях континентального рифтинга.

Как правило, в таком случае наблюдаются эффекты коровой контаминации магматиче ских производных. В изученных базальтах явных признаков подобного взаимодействия не отмечается, о чем косвенно свидетельствуют высокие значения Nb/U (44–66), Zr/Hf (31–45), низкие величины Th/Ta и La/Nb (рис. 2), умеренные концентрации Sr (~ 257–488 г/т).

Рис. 2. Распределение и соотношения редких элементов в базальтах Кузнецкого Алатау и Горного Алтая 1–2 – пикробазальты (1), базальты и трахибазальты (2) кульбюрстюгской свиты;

3 – OIB-базальты р.

Ирбисту, ЮВ Горного Алтая [5]. А-Б – спектры распределения редких элементов в породах с нормиро ванием концентраций по составу примитивной мантии (РМ). Средние содержания N-MORB, OIB, PM, IAB (Island-Arc Basalts) приведены по (Sun, McDonough, 1989;

Коваленко и др., 2010). В-Д – соотношения HFSE в эффузивах кульбюрстюгской свиты. Оконтурены поля составов островодужных базальтоидов белоиюсской свиты Кузнецкого Алатау (сплошная утолщенная линия) и метабазальтов аккреционных комплексов Горного Алтая (штриховая линия) [3, 6, 7]. Дискриминация базальтов срединно океанических хребтов (N-MORB), океанических плато (OPB), океанических островов (OIB), зон субдук ции (SZB), островных дуг (ARC) показана по (Condie, 2005;

Tomlinson, Condie, 2001). Г – диаграмма Th/Yb–Ta/Yb c дискриминационными полями по (Pearce, 1983;

Gorton, Schandl, 2000): OIA – островные дуги, ACM – активные континентальные окраины, WPVZ – внутриплитные вулканические зоны, WPB – внутриплитные базальты. Звездами обозначены средние составы базальтов океанических (OIAB) и континентальных (CIAB) островных дуг по (Kelemen et al., 2003). Е – диаграмма Th/Ta–La/Nb для оценки контаминации OIB-, IAB-базальтовых магм. AOC – измененная океаническая кора (Gomez-Tuena et al., 2007), CC – континентальная кора (Rudnick, Gao, 2003), GLOSS – Global Subducted sediments (Plank, Langmuir, 1998) На основании некоторых геохимических закономерностей, которые демонстри руют базальты океанических островов, предполагается, что образование родоначальной OIB-магмы происходило при низкой степени плавления материала гранатсодержащей перидотитовой мантии [10]. Характер поведения редких земель и гафния в базальтах кульбюргстюгской свиты, также как и в сопоставимых с ними аналогичных вулканитах Горного Алтая, свидетельствует о сходных условиях магмогенерации. Вместе с тем, их составы указывают на вероятное присутствие шпинели в магматическом источнике.

Это могло быть вызвано либо соответствующим смешением выплавок из шпинелевых и гранатовых перидотитов, либо парциальным (0,5–3 %) плавлением мантийного суб страта, содержащего примерно 2–3 % граната и 1–2 % шпинели (рис. 3, А). Увеличение доли шпинелевого компонента наиболее отчетливо проявлено в составе пикробазальтов (рис. 3, Б) и, по-видимому, отражает менее глубинный уровень зарождения их материн ской магмы.

Рис. 3. Положение составов базальтов Кузнецкого Алатау и Горного Алтая на диаграммах плавления Усл. обозн. см. на рис. 2. На диаграммах А (Shaw et al., 2003) и Б (Regelous et al., 2003) сплошными ли ниями показаны кривые плавления перидотитов с отметками степени плавления в процентах. Содер жания REE нормированы на состав хондрита (Sun, McDonough, 1989).

Таким образом, установленные нами OIB-базальты бассейна р. Большой Казыр в Кузнецком Алатау по своим геохимическим признакам можно рассматривать как про изводные внутриплитного базитового магматизма, развитие которого, как и в Горном Алтае, на протяжении венда–раннего палеозоя определялось активностью предпола гаемого суперплюма [9] в период закрытия Палеоазиатского океана.

Исследования выполнены в рамках госконтракта № 16 Министерства природных ресурсов РФ и при финансовой поддержке Министерства образования и науки РФ (проекты 14.В37.21.0686, 14.В37.21.1257, 5.3143.2011).

Литература 1. Бабин Г.А. Магматизм Горной Шории (состав, районирование, геодинамическая интерпретация): Автореф. дис…. канд. геол.-минерал. н. – Новосибирск: – 2003. – 22 с.

2. Бабин Г.А., Гусев Н.И., Юрьев А.А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Лист N-45 (Новокуз нецк). Объяснительная записка. – СПб.: Изд-во Санкт-Петербургская картфабрика ВСЕГЕИ, 2007. – 665 с.

3. Волкова Н.И., Ступаков С.И., Третьяков Г.А. и др. Глаукофановые сланцы Уймон ской зоны – свидетельство ордовикских аккреционно-коллизионных событий в Горном Алтае // Геология и геофизика. – 2005. – Т. 46. – № 4. – С. 367–382.

4. Добpецов Н.Л., Буcлов М.М., Cафонова И.Ю., Коx Д.А. Фpагменты океаничеcкиx оcтpовов в cтpуктуpе Куpайcкого и Катунcкого аккpеционныx клиньев Гоpного Алтая // Геология и геофизика. – 2004. – Т. 45. – № 12. – С. 1381–1403.

5. Крупчатников В.И., Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Кривчиков В.А. Базальты OIB-типа бассейна р. Ирбисту, юго-восток Горного Алтая: свидетельство HIMU компонента в магматическом источнике // Доклады Академии наук. – 2011. – Т. 439. – № 5. – С. 665–668.

6. Cафонова И.Ю., Cимонов В.А., Буcлов М.М. и др. Неопpотеpозойcкие базальты Палеоазиатcкого океана из Куpайcкого аккpеционного клина (Гоpный Алтай):

геоxимия, петpогенезиc, геодинамичеcкие обcтановки фоpмиpования // Геология и гео физика. – 2008. – Т. 49. – № 4. – С. 335–356.

7. Сафонова И.Ю., Буслов М.М., Симонов В.А. и др. Геохимия, петрогенезис и гео динамическое происхождение базальтов из Катунского аккреционного комплекса Гор ного Алтая (Юго-Западная Сибирь) // Геология и геофизика. – 2011. – Т. 52. – № 4. – С.

541–567.

8. Шокальский С.П., Бабин Г.А., Владимиров А.Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области / Гл.

ред. А. Ф. Морозов. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал "ГЕО", 2000. – 187 с.

9. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Глубинная геодинамика, мантийные плюмы и их роль в формировании Центрально-Азиатского складчатого пояса // Петрология. – 2003.

– Т. 11. – № 6. – С. 556–586.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ТИПЫ ЦИРКОНА И ИЛЬМЕНИТА ПРОДУКТИВНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ УМЫТЬИНСКОЙ ПЛОЩАДИ (ХМАО – ЮГРА) 1 2 К.Ю. Кудрин, Е.В. Лобова, В.В. Хиллер Югорский государственный университет, Ханты-Мансийск, Россия Институт геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого, Екатеринбург, Россия E-mail: kudringeo@inbox.ru На территории Западной Сибири прибрежно-морские осадки, содержащие циркон и ильменит в промышленной концентрации, территориально приближены к горно складчатому обрамлению равнины. Среди них известны Тарское (в Омской области), Георгиевское, Туганское (в Томской области), Ордынское (в Новосибирской области) и другие месторождения. По результатам тематических и геологоразведочных работ, проведенных в 2006–2012 гг. в западной части ХМАО, подтверждена промышленная концентрация циркона и ильменита в отложениях олигоценового возраста [1, 4]. Для этой территории выполнены литолого-фациальные исследования и определены палео географические условия образования россыпной минерализации [2]. В настоящее время проводятся работы по оценке запасов на Умытьинской площади. Однако минералоги ческие исследования (в том числе изучение основных промышленных минералов – циркона и ильменита) выполнены не систематически и в недостаточном объеме, что не позволяет выявить степень однородности минералов и установить коренные источники рудной минерализации.

Умытьинская площадь расположена на территории Советского района Ханты Мансийского автономного округа – Югры Тюменской области в 35 км к юго-востоку от г. Советский. В контуре Умытьинской площади (рис. 1) выделено 8 участков, имеющих самостоятельное значение как возможных объектов для отработки: Приозерный, Диа гональный, Придорожный, Сапог, Правобережный, Верхнелемьинский, Левобережный, Промежуточный [3].

В 2012 г. на Умытьинской площади отобраны три пробы из верхнего рудного го ризонта, вскрытого горными выработками в 2009–2012 гг. на участках Приозерный, Правобережный и Придорожный;

одна проба отобрана за пределами оконтуренной площади промышленной рудоносности;

две пробы получены из керна разведочных скважин, вскрывших второй рудный горизонт на Верхнелемьинском участке. Элек тронно-зондовые исследования минералов выполнены в Институте геологии и геохи мии им. ак. А.Н. Заварицкого УрО РАН на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca SX 100: ильменита (300 зерен), циркона (300 зерен), граната и др. Выборка циркона и ильменита составляла по 50 зерен в каждой пробе.

Рис. 1. Схема расположения перспективных участков Умытьинской площади и точек минералогического опробования 1 – граница Умытьинской площади;

2 – границы перспективных участков;

3 – шоссейная дорога;

4 – грунтовые дороги;

5 – точки отбора минералогических проб и их номера;

6 – разведочные скважины и их номера Циркон. По соотношению Zr и Hf выделено 3 типа циркона (рис. 2), которые не равномерно распределены по площади исследования. Первый геохимический тип цир кона, для которого характерны пониженные содержания Zr и Hf, пользуется преимуще ственным распространением в верхнем рудном горизонте северной и центральной час тей Умытьинской площади (участки Приозерный, Придорожный). С севера на юг его содержание постепенно снижается вплоть до полного исчезновения в юго-восточной части площади (участок Правобережный). Однако в пробах, характеризующих второй рудный горизонт (участок Верхнелемьинский, юго-восток Умытьинской площади), циркон первого геохимического типа присутствует, но в резко подчиненном количестве.

Цирконы второго геохимического типа характеризуются повышенными по срав нению с первым геохимическим типом содержаниями Zr и Hf и пользуются распро странением в юго-восточной части Умытьинской площади (в верхнем рудном горизон те участка Правобережный) и преобладают во втором рудном горизонте участка Верх нелемьинский. В верхнем рудном горизонте северной и центральной частей площади отмечается в виде единичных зерен.

Цирконы третьего геохимического типа по соотношению Zr и Hf являются про межуточными между двумя первыми типами, закономерностей в их размещении на площади не наблюдается.

Рис. 2. Типы циркона Умытьинской площади по соотношению Zr и Hf 1, 2, 3 – типы циркона Геохимический параметр Hf–U/Yb [7] свидетельствует, что все выделенные типы соответствуют цирконам, характерным для породных ассоциаций, образованным в ус ловиях земной коры континентального типа.

Соотношение Y–Hf [6] указывает на принадлежность цирконов первого геохими ческого типа к породам ультраосновного, основного, среднего и умеренно кремнекис лого состава. Цирконы третьего геохимического типа близки составам цирконов кварц содержащих пород среднего и умеренно кремнекислого состава.

Сопоставление с составами цирконов магматических и метаморфических пород Среднего Урала [5] показало, что цирконы второго геохимического типа Умытьинской площади близки составам цирконов гранитоидов Рефтинского и Адуйского массивов, а цирконы первого геохимического типа близки составам цирконов ультраосновных по род Восточно-Хабарнинского массива.

Ильменит, подобно циркону, характеризуется присутствием 3-х геохимических типов (рис. 3). Первый тип (самый представительный) обладает низким содержанием MgО, MnО варьирует в широких пределах. Второй тип представлен пикроильменитом с низким содержанием MnО и повышенным содержанием MgО, варьирующим в широ ких пределах. Третий тип (самый редкий) характеризуется высоким содержанием MnО (до 20,52–20,96 %). Все типы ильменита равномерно распределены по площади.

Сопоставление с составом акцессорного ильменита магматических пород (наши данные) показывает, что источником ильменита первой и третьей групп могли послу жить силурийские магматические породы, слагающие палеоостроводужные образова ния восточного склона Приполярного Урала.

Таким образом, основным источником циркона и ильменита в россыпях Умыть инской площади могут быть породы повышенной основности, сформировавшиеся на ранних этапах развития Тагильской островной дуги (формационные аналоги гиперба зитов и габброидов Восточно-Хабарнинского массива Магнитогорской островной ду ги). Вторым по значимости источником циркона являются гранитоиды повышенной основности, сформировавшиеся на заключительных этапах развития Тагильской ост ровной дуги (формационные аналоги Рефтинского и Адуйского массивов Магнитогор ской островной дуги). Источником цирконов третьего геохимического типа предполо жительно могли стать породы диоритового состава Тагильской островной дуги.

Рис. 3. Типы ильменита Умытьинской площади на диаграмме ильменит-пирофанит-гейкилит (участок Правобережный) 1, 2, 3 – типы ильменита Неравномерность распределения геохимических типов циркона по площади, по всей видимости, является следствием существования не менее двух направлений сноса – с северо-запада (преимущественное), что отражено в [2], и с запада (или юго-запада).

Работа выполнена в Научно-образовательном центре «Поиск» при финансовой поддержке ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009-2013 гг.» (Соглашение № 14.B37.21.0684 от 17 августа 2012 г.).

Литература 1. Кудрин В.И. Перспективность Приуральской части Югры на титан-циркониевые россыпи // Пути реализации нефтегазового и рудного потенциала Ханты-Мансийского автономного округа – Югры: XIV научно-практ. конф. – Ханты-Мансийск, 2011. – Т. 2.

– С. 186–196.

2. Лаломов А.В., Бочнева А.А., Чефранов Р.М., Трофимов В.А. Литолого-фациальное районирование и титан-циркониевая металлоносность Мансийской и Северо Сосьвинской площадей Зауральского россыпного района // Литология и полезные ис копаемые. – 2010. – № 4. – С. 370–382.

3. Молотков А.С., Кравцов И.В. Титан-циркониевые россыпи западной части ХМАО – Югры на примере Умытьинской поисковой площади // Пути реализации нефтегазово го и рудного потенциала Ханты-Мансийского автономного округа – Югры: XIV науч но-практ. конф. – Ханты-Мансийск, 2011. – Т. 2. – С. 197–203.

4. Патык-Кара Н.Г., Лаломов А.В., Бочнева А.А. и др. Предпосылки формирования титан-циркониевых месторождений Зауральского россыпного района: региональная геолого-эволюционная модель // Литология и полезные ископаемые». – 2009. – № 6. – С. 598–612.

5. Ферштатер Г.Б., Краснобаев А.А., Беа Ф., Монтеро П. Геохимия циркона из магма тических и метаморфических пород Урала // Литосфера. – 2012. – № 4. – С. 13–29.

6. Шнюков С.Е. Геохимическая классификация цирконов и апатитов из различных типов горных пород и руд: современное состояние, применение и перспективы разви тия // Геологический журнал. – 2003. – № 1. – C. 99–103.

7. Crimes C.B., John B.E., Kelemen P.B. et al. Trace element geochemistry of zircons from oceanic crust: a method for distinguishing detrical zircons provenance // Geology. – 2007. – № 35. – P. 643–646.

МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОХИМИЧЕСКАЯ И ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ОКОЛОРУДНЫХ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ОРЕОЛОВ В МЕЗОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ ЗОЛОТА И.В. Кучеренко Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: Kucherenko.o@sibmail.com Введенное в научный оборот в середине шестидесятых годов прошлого столетия противопоставление названных метаморфогенно-гидротермальными месторождений золота, залегающих в толщах углеродистых (черных) сланцев осадочных бассейнов, месторождениям, образованным в разнообразном ином («кристаллическом») субстрате и сохранившим статус магматогенных гидротермальных, генетически связанных с гра нитами, как известно, опиралось на идею о породных источниках металла. Согласно этой версии, золото экстрагируется из пород метаморфогенными растворами в зонах высокотемпературного регионального метаморфизма, транспортируется и фиксируется в рудных телах в низкотемпературной зоне фации зеленых сланцев. Необходимое усло вие реализации процесса – повышенное (высокое) содержание золота в сланцах до на чала рудообразования, сформированное на этапе седиментации или в результате «пере гонки» его при зональном региональном метаморфизме из высоко- в низкотемпературную зону.

В последующие десятилетия в эту быстро набиравшую популярность метаморфо генно-гидротермальную гипотезу под давлением накапливавшихся фактов вносились многочисленные изменения, но по-прежнему популярными оставались и остаются до сих пор представления о дорудных сверхкларковых содержаниях золота в сланцах как необходимой предпосылке рудообразования и об образовании оруденения на регрес сивном этапе регионального зонального метаморфизма в режиме фации зеленых слан цев при том, что источники воды могут быть разные, включая силикатные расплавы.

Между тем, в прошедшие полстолетия оценки дорудной золотоносности черных сланцев в одних и тех же свитах (толщах) претерпели существенные трансформации – от первых г/т в шестидесятые годы [2, 7, 12 и др.] до сотен, десятков, первых мг/т в восьмидесятые – двухтысячные [4, 8, 20, 35, 36 и др.]. В последнее время многие разде ляющие идеи метаморфогенно-гидротермальной гипотезы специалисты, судя по пуб ликациям, не утруждают себя доказательствами аналитическими данными сверхклар ковых дорудных концентраций металла в породах и предпочитают ссылаться на них как на аксиому, что, учитывая сохраняющиеся противоречия на сей счет в работах предше ственников сообщает публикациям статус беллетристики, засоряющей научную периодику.


Чтобы достоверно оценить золотопродуцирующий потенциал черносланцевых толщ, иначе – способность или неспособность черных сланцев служить донорами в гидротермальных рудообразующих процессах, необходимо реконструировать геологи ческую историю химических элементов в этих отнюдь не простых породах [17]. Только таким путем можно решить главную, по В.И. Вернадскому и А.Е. Ферсману, задачу геохимии и получить результаты, пригодные для генетических обобщений. При этом, чтобы профессионально исследовать проблему, надо знать устройство вмещающих ме сторождения черносланцевых толщ. Обогащенные золотом и сопровождающими ме таллами рудоносные зоны прожилково-вкрапленных руд в этих толщах нередко стра тифицированы и чередуются в их разрезах с менее гидротермально измененными и, следовательно, с менее обогащенными металлами, но с близкими минеральными соста вами и сохранившими внешний облик (черный цвет и др.) сланцами, формирующими структуру «слоеного пирога».

Таким образом, формированию выборок для статистических и балансовых расче тов должны предшествовать петрологические исследования черных сланцев на предмет реконструкции геологической истории горных пород посредством изучения и диффе ренциации минеральных комплексов, созданных и законсервированных в них частично или полностью на этапах седиментации и последующих преобразований в процессах регионального метаморфизма и рудообразования. К пониманию этого, вероятно, при шли немногие участники исследования проблемы золотоносности черных сланцев в восьмидесятых годах прошлого столетия, в публикациях которых оценки содержаний золота снизились до значений, близких к кларковым [4, 8, 30]. Однако никто, кроме В.А. Буряка [4], не отказался от прежних и современных высоких оценок дорудных со держаний золота в одних и тех же черносланцевых толщах. Отсюда «пестрота» в оце ночных суждениях, которая сохраняется до сего времени, служит питательной средой для поддержания в конкурентоспособном состоянии представлений о породных источ никах золота и сопровождающих его металлов, будто бы переотложенных из пород в рудные тела, сдерживает углубление теории и разработку прогнозно-поисковых крите риев оценки территорий на золото.

Вторым ключевым, но таким же «зыбким» вещественно-генетическим основани ем для противопоставления месторождений двух обсуждаемых совокупностей служат состав и происхождение минеральных ассоциаций, образованных в черных сланцах на этапах рудообразования.

Принципиальные разногласия по упомянутым вопросам возникли после того, как идентификация околорудно измененных пород ранее других разведанных золотых ме сторождений Ленского района с березитами [10, 28, 29, 31] была «опровергнута» ре зультатами методически некорректно выполненной работы с дифференциацией пород на «исходные», «слабо измененные», «интенсивно измененные» без учета их мине рального состава, без разработки количественных критериев оценки степени измене ний, без выяснения происхождения минералов на этапах регионального метаморфизма и/или рудообразования [3]. Неумело выполненные в [3] балансовые расчеты для оценки направлений и масштабов миграции петрогенных компонентов на основе 482 химиче ских силикатных анализов проб горных пород сопровождались выводами о метамор фической сущности гидротермальных изменений сланцев. С тех пор представление о принадлежности гидротермально измененных черных сланцев к биотит-хлоритовой, альбит-серицитовой, серицит-карбонатной и другим субфациям регрессивного регио нального метаморфизма в работах разделяющих идеи метаморфогенно гидротермальной гипотезы специалистов стало общим местом [6, 27, 30, 32 и др.]. В частности, гидротермально измененные сланцы рудовмещающих зон Сухоложского месторождения идентифицированы с серицитовой, серицит-хлоритовой субфациями зеленосланцевой фации [33]. В [27] подчеркивается березитоподобный состав гидро термально измененных рудовмещающих сланцев Сухого Лога (мусковит + сидерит + анкерит + пирит + кварц), но отсутствие ассоциации мусковит + кварц и околожильно го окварцевания, по мнению авторов, исключает квалификацию пород как березитов.

Отмечается отсутствие в этом месторождении «выраженных» околожильных измене ний пород, которые практически не затронуты кислотным метасоматизмом, производ ные которого распространены в золотых месторождениях, образованных в несланцевом субстрате [13].

Как следует из приведенных данных, обе ключевые проблемы рудообразования в черных сланцах, – состав и происхождение околорудно измененных пород, дорудная золотоносность черных сланцев и источники сосредоточенных в рудах золота и сопро вождающих металлов, а, следовательно, и проблема генезиса оруденения остаются не решенными. Неудовлетворительное состояние этих проблем обозначилось сравнитель но давно, в 1983 году, когда было созвано Всесоюзное совещание с формулировкой те мы «Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных место рождений» [11], призванное активизировать исследования в направлении усиления жизнеспособности метаморфогенно-гидротермальной гипотезы и обоснованности про тивопоставления месторождений золота, образованных в сланцевом и несланцевом субстрате. Очевидно, созыв столь представительного совещания был обусловлен наме тившимся к тому времени кризисом в доказательстве разного происхождения месторо ждений той и другой совокупности. По этой причине был сделан акцент на критериях отличия, а не сходства. Однако в последующие годы и до сего времени прогресс не достигнут и противопоставление продолжается [26 и др.]. Причина, как и в других по добных случаях, например, в попытках доказать генетические связи рудообразования с гранитным магматизмом, одна – использование не адекватных целям и задачам иссле дований методов, в том числе и после того, как их непригодность и необходимость корректировать стали очевидны.

Предпринятое автором с начала восьмидесятых годов исследование обсуждаемых вещественно-генетических проблем образования гидротермальных месторождений зо лота обеих совокупностей обеспечило накопление фактов, – эмпирических данных, единообразно повторяющихся во всех шестнадцати изученных месторождениях южно го горно-складчатого обрамления Сибирского кратона. Эти факты составляют основу выводов, противоположных выводам поддерживающих метаморфогенно гидротермальную гипотезу геологов. Они доказывают вещественно-генетическую од нородность месторождений той и другой совокупности. Результаты исследования в со кращенном варианте приведены в докладе.

Изучены околорудные метасоматические и геохимические ореолы в массивах раннепротерозойских, позднерифейских, ранне-, средне-, позднепалеозойских грани тоидов, в ультраметаморфических комплексах архейского фундамента Сибирского кра тона и позднепалеозойской зрелой очагово-купольной структуры, в позднерифейской и раннепалеозойской (кембрийской) толщах покровных дифференцированных от базаль тов до риолитов и андезибазальтовых вулканитов, в раннепротерозойской михайлов ской, позднерифейских кедровской, водораздельной, мухтунной, хомолхинской, им няхской, аунакитской, вачской и других свитах углеродистых терригенных и карбонат но-терригенных сланцев. Разные из перечисленных породы вмещают промышленные золотоносные кварцевые жилы, минерализованные зоны и залежи прожилково вкрапленных руд в раннепалеозойских Центральном, Берикульском (Кузнецкий Ала тау), среднепалеозойских Зун-Холбинском, Зун-Оспинском (Восточный Саян), поздне палеозойских Когадыр (Южный Казахстан), Ирокиндинском, Западном, Кедровском, Каралонском, Уряхском, Верхне-Сакуканском, Богодиканском (Северное Забайкалье), Сухоложском, Вернинском, Медвежьем (Ленский район), Чертово Корыто (Патомское нагорье) месторождениях.

С учетом сделанных замечаний петролого-геохимические исследования рудов мещающего субстрата выполнялись для решения следующих задач:

реконструкции геологической истории горных пород, петрогенных и рудоген ных элементов в них посредством диагностики и дифференциации минерального со става на минеральные комплексы, отвечающие каждому этапу их образования и после дующих преобразований при региональном метаморфизме и/или рудообразовании;

структурирования околорудных метасоматических ореолов с выходом за пре делы или на их дальнюю периферию для каждого вида исходных пород и в метаморфи зованных толщах также в объеме одной (каждой) минеральной зоны регионального ме таморфизма нагревания посредством выделения минералого-петрохимических зон и определения порядка минералого-петрохимической зональности;

выполнения межзональных балансовых петрохимических расчетов и количест венной оценки на основе их результатов направлений и масштабов миграции петроген ных компонентов при околорудном метасоматизме;

выполнения расчетов статистических параметров распределения рудогенных элементов в околорудном (межрудном) пространстве на основе выборок, сформиро ванных для каждого вида (разновидности) исходных пород (нижний уровень), мета морфизованных в объеме одной минеральной зоны регионального метаморфизма на гревания (средний уровень), в объеме одной (каждой) минералого-петрохимической зоны околорудного (рудовмещающего) метасоматического ореола (верхний уровень) с целью количественной оценки содержаний и других параметров распределения золота и сопровождающих металлов в исходных породах, направлений и масштабов измене ний их на каждом этапе преобразований пород;


анализа и обобщения материалов для оценки возможных связей метасоматиче ских, геохимических ореолов и рудно-минеральных комплексов в каждом месторожде нии и образования их в ходе единого или многоэтапного гидротермального рудообра зующего процесса;

оценки сходства – различий в условиях образования между месторождениями, локализованными в черносланцевом, с одной стороны, и несланцевом, с другой сторо ны, субстрате на основе перечисленных материалов с привлечением данных о составе, последовательности, термодинамических и физико-химических режимах образования рудно-минеральных комплексов, об обусловленности рудообразования более масштаб ными геологическими процессами.

Согласно полученным результатам, вмещающий месторождения магматический и ультраметаморфический субстрат не содержит минеральных признаков преобразова ний до начала рудообразующих процессов, – раннепротерозойские, позднерифейские, палеозойские гранитоиды, архейские и позднепалеозойские очагово-купольные ульт раметаморфические комплексы сохранились в их первозданном виде.

Стратифицированные толщи черных сланцев до рудообразования подверглись ре гиональному зональному метаморфизму нагревания. В Северном Забайкалье, Ленском районе, Патомском нагорье в ареалах регионального метаморфизма месторождения зо лота расположены в обширной многокилометровой ширины периферийной относи тельно низкотемпературной и низкобарической зоне с типоморфной для нее парагене тической турмалин-мусковит-биотитовой ассоциацией, равномерно распределенной во всем объеме зоны независимо от разломной тектоники и положения месторождений с их метасоматическими ореолами. Одновременное образование слюд доказывается их структурными соотношениями типа взаимных границ без признаков замещения одного минерала другим. В отличие от мусковита, образованного в составе околорудных мета соматических ореолов на этапе рудообразования, «загрязненного» оксидами титана (лейкоксеном, рутилом), высвобожденного при замещении цветных минералов исход ных пород, пластинки метаморфического мусковита чисты.

Обломочная фракция осадочных пород при метаморфизме сохранилась без при знаков существенного растворения или перекристаллизации. Предположительно гли нистый, карбонатный, карбонатно-глинистый цемент песчаников, алевролитов, глини стый субстрат аргиллитов раскристаллизован и преобразован в тонкочешуйчатые слю ды. Вероятно, на этапе регионального метаморфизма седиментогенный органический материал исходных пород преобразован в кероген. Вместе с тем, выявлены признаки эпигенетического синрудного происхождения некоторой его части [18].

Во всех породах околорудные (рудовмещающие) метасоматические ореолы кон тролируются зонами глубинных и/или оперяющих их разломов.

Образование ореолов на этапе функционирования создавших руды гидротермаль ных систем доказывается участием в составе метасоматитов рудно-минеральных ком плексов и прямой зависимостью рудоносности метасоматических пород от интенсив ности минералого-химических преобразований исходного субстрата, возрастающей в направлении к рудным телам. В залежах и зонах прожилково-вкрапленных руд, в ближнем обрамлении золотоносных кварцевых жил, в том и другом случае сложенных наиболее измененными породами, диагностируются сульфиды в разных сочетаниях, фиксируется золото с примесью серебра в повышенных против кларков вплоть до про мышленных концентрациях.

Фронтальная зо- Кварц + серицит + лейкоксен + рутил+ магнетит ± пирит ± на: кальцит ± кероген ± альбит ± цоизит ± хлориты ± актинолит ± тремолит Хлоритовая (эпи- Кварц + серицит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит ± дотовая, эпидот- кальцит ± доломит ± сульфиды ± золото, серебро ± кероген хлоритовая) зона: + альбит ± цоизит ± клиноцоизит ± эпидот ± хлориты Альбитовая зона: Кварц + серицит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит ± кальцит ± доломит-анкерит ± сидерит ± апатит ± сульфиды ± золото, серебро ± кероген + альбит Тыловая зона: Кварц + серицит + лейкоксен + рутил + магнетит + пирит ± кальцит ± анкерит ± сидерит ± брейнерит ± апатит ± сульфи ды ± золото, серебро ± кероген Во всех метасоматических ореолах единообразно повторяется порядок минерало го-петрохимической зональности. Выделено четыре зоны: фронтальная с подзонами слабого, умеренного, интенсивного изменения (до 10, 10…20, 20…30 об. % новообра зованных минералов соответственно), хлоритовая (эпидотовая, эпидот-хлоритовая), альбитовая, тыловая. Промежуточные зоны названы по названиям минералов, исче зающих (подчеркнуты) в более тыловой зоне. Границы между зонами резкие (нитевид ные) или постепенные, в последнем случае с растворением исчезающих в более тыло вой зоне реликтов минерала на расстоянии до 1…2 см. В частности, постепенный пере ход хлоритовой зоны в альбитовую сопровождается снижением содержания хлорита и визуально – ослаблением зеленой окраски пород вплоть до ее исчезновения. На внут ренней границе эпидот-хлоритовой зоны сначала исчезает хлорит, следом, на расстоя ниях до 1…1,5 см, эпидот. Также постепенно, но на бльших расстояниях, фронтальная зона сменяется исходными породами. Переход фронтальной зоны в хлоритовую выра жается в полном растворении актинолита (тремолита) на глубоких горизонтах метасо матических ореолов, а на средних и верхних уровнях, где оба минерала отсутствуют, – в полном растворении цветных минералов исходных пород (пироксена, роговой обман ки, биотита), наиболее подверженных замещению, в частности, хлоритом.

Большинство новообразованных минералов, кроме исчезающих в более тыловых зонах, присутствует во всех минеральных зонах при широких вариациях количествен ных соотношений, а массы каждого из них возрастают в направлении от фронтальной зоны к тыловой и в объеме каждой зоны к ее внутренней границе: кварц, серицит, кар бонаты, лейкоксен, рутил, магнетит, пирит. Составы некоторых минералов при этом изменяются. Так, в эпидотовой, эпидот-хлоритовой зонах цоизит замещается по тре щинам в кристаллах и полностью эпидотом, кальцит, обычный во фронтальной зоне, сменяется магнезиально-железистыми карбонатами в более тыловых зонах с возраста нием размеров кристаллов-ромбоэдров до 2…3 мм и трансформацией наложенных гра нолепидобластовой, лепидогранобластовой структур в порфиробластовую. Напротив, кероген в тыловых (собственно тыловой, альбитовой, иногда во внутренней части хло ритовой) зонах апочерносланцевых метасоматических ореолов полностью или почти полностью выгорает (окисляется), а метасоматиты осветляются до светло-серого, серо го цвета [24]. Внешняя часть хлоритовой зоны с сохранившимся керогеном в месторо ждении Чертово Корыто выделена в самостоятельную углеродистую зону.

Тыловая зона всегда полиминеральна и сложена классическим березитом. В смежной с ней альбитовой зоне сохраняется новообразованный альбит и метасоматит целесообразно назвать березитоидом. В периферийных хлоритовой и фронтальной зо нах ореолов образованные на этапе метасоматизма минеральные ассоциации отвечают пропилитовой метасоматической формации. Подобное сочетание гидротермально из мененных пород и метасоматитов двух формаций в межрудном, околорудном про странстве мезотермальных месторождений золота – обычное (повторяющееся) явление [9].

Существуют некоторые особенности образования березитов в черносланцевых толщах. В отличие от месторождений, локализованных в несланцевом субстрате, в ко торых золоторудные кварцевые жилы всегда обрамлены березитом и/или березитои дом, в черносланцевых толщах крупные промышленные кварцевые жилы и многочис ленные золотоносные кварцевые прожилки находятся в непосредственном контакте с черными сланцами, представляющими хлоритовую или фронтальную зоны метасома тических ореолов без сопровождения в экзоконтактах березитом или березитоидом.

Полнопроявленными березитами и/или березитоидами сложены залежи мощностью до 12 м, некоторые минерализованные зоны прожилково-вкрапленных руд мощностью до десятков…многих десятков метров в полном или частичном их объеме (месторождения Чертово Корыто, Кедровское, Каралонское, Уряхское) или мелкие, мощностью до де сятков см, часто прожилковидные с причудливой конфигурацией контактов зонки (Су холожское, Вернинское месторождения). Вместе с тем, в месторождениях, в которых оруденение образовано не только в черных сланцах, но и в других породах – гранито идных штоках, ультраметаморфитах зрелых локальных куполов (Кедровском, Каралон ском, Уряхском месторождениях), соседние одновозрастные с залегающими в черных сланцах золотоносные кварцевые жилы – производные одного рудообразующего про цесса, обрамлены березитом, слагающим тыловую зону крупнообъемных околожиль ных метасоматических ореолов. Такие повторяющиеся факты свидетельствуют о спе цифических условиях взаимодействия металлоносных растворов с черными сланцами, связанных, вероятно, с присутствием в них керогена, но не определяются глубокими геолого-генетическими различиями процессов рудообразования в несланцевом и чер носланцевом субстрате, – разными источниками воды и металлов при формировании (генерации) металлоносных растворов и др.

Мощности и объемы околорудных (рудовмещающих) метасоматических ореолов и минералого-петрохимических зон в их составе, в частности, зависят от проницаемо сти среды для металлоносных растворов.

В массивных гранитоидах, вмещающих Верхне-Сакуканское, Богодиканское, За падное, Центральное месторождения, например, мощность околожильных метасомати ческих ореолов не превышает многих метров…десятков м при мощности тыловой зоны до первых десятков см. Ореолы соседних жил, как правило, не сливаются своими фрон тальными зонами и не образуют один общий метасоматический ореол месторождения, как это обычно бывает в высокопроницаемых рудовмещающих средах. Вместе с тем, высокая трещиноватость, скажем, черных сланцев не всегда гарантирует высокую про ницаемость черносланцевых толщ, например, в случаях, когда трещины разных систем в условиях объемного сжатия плотно закрыты (притерты). Так, в Кедровском месторо ждении сравнительно малообъемные околожильные метасоматические ореолы мощно стью до десятков м нередко автономны и разделены углеродистыми сланцами, не со держащими минеральных ассоциаций этапа метасоматизма и рудообразования.

Крупнообъемные, как правило, рудовмещающие метасоматические ореолы мощ ностью до многих сотен м и более 1 км формируются в крупных разломных структурах и обрамляющих их системах субпараллельных тектонических швов.

Подобная ситуация сложилась в блоке земной коры, вмещающем Сухоложское и соседние Вернинское и Невское месторождения с прилегающими к последним Запад ным и Восточным Медвежьими участками. Соотношения складчатых и разломных структур здесь сложились таким образом, что многочисленные субпараллельные зоны рассланцевания и дробления в многосотметровых разрезах толщ черных сланцев в об рамлении рудоконтролирующего Кадали-Сухоложского глубинного разлома следуют поверхностям отдельности слоев осадочных пород в субпараллельных северо восточных и опрокинутых юго-западных крыльях антиклинальных складок [24]. Эти высокопроницаемые разломные структуры служили путями движения потоков разде ленных на струи металлоносных растворов и их наследовали сближенные субпарал лельные крупнообъемные рудоносные залежи и зоны прожилково-вкрапленных руд, сложенные преимущественно березитоидами при незначительном участии маломощ ных зонок осветленных березитов, но в многократном чередовании по типу «слоеного пирога» с менее измененными в межразломных пространствах сланцами хлоритовой зоны. Обычная в других случаях мощность хлоритовой зоны, достигающая многих де сятков м, в этом частом чередовании уменьшается до многих метров, а альбитовой зо ны от 1.5…3 м в менее проницаемых породах увеличивается до многих метров в рудо носных зонах. Фронтальная зона рудовмещающих метасоматических ореолов в обсуж даемых месторождениях Ленского района не вскрыта скважинеми и внутренняя ее гра ница находится за пределами разведочных полигонов.

Для образования крупнообъемных рудовмещающих метасоматических ореолов, крупных и уникальных месторождений в них помимо подобной описанной структур ной ситуации требуется также генерация и поступление в область рудообразования крупных масс металлоносных растворов. При соблюдении этих двух вполне реальных требований не возникает оснований для сохранения в научном обороте полигенной ги потезы рудообразования, предполагающей в качестве необходимого условия накопле ния уникальных запасов золота несколько источников металла, привлекаемых в ходе не связанных между собой геологических процессов, начиная с этапа седиментации.

Однообразно повторяющееся в любом, в том числе черносланцевом, субстрате усиление интенсивности гидротермальных изменений пород, выраженное в увеличении масс и изменении составов новообразованных минералов (эпидотовой группы, карбо натов) в направлении к внутренним границам всех минералого-петрохимических зон в сочетании с доказанной межзональными балансовыми расчетами миграцией (привно сом, выносом) значительных масс петрогенных компонентов (табл. 1) и металллов (табл. 2) и присущим метасоматизму уменьшением в каждой минералого петрохимической зоне на единицу числа минеральных фаз от фронтальной зоны к ты ловой квалифицируют околорудное, межрудное пространство месторождений как син рудные метасоматические ореолы в составе двух сопряженных формаций – березито вой в тыловых зонах и пропилитовой в периферийных, в своем образовании подчи няющихся законам метасоматических процессов. Поэтому некорректно и далее для обозначения производных метасоматизма использовать метаморфическую номенклату ру – термины метаморфизм, фация, субфации. Представляется также очевидной целе сообразность исключения из таксономической системы регионального метаморфизма так называемой фации зеленых сланцев вместе с ее субфациями как сложенной породами, – производными аллохимического метасоматизма, а не изохимического метаморфизма.

Таблица Баланс (вынос-, привнос, в процентах) петрогенных элементов в зональных околорудных метасоматических ореолах мезотермальных месторождений золота Южной Сибири Мине- Химические элементы ральная зона, S* Fe2+ Fe3+ Si Al K Na Co Ca Mg Ti P Mn подзо на 1. Ирокиндинское месторождение 1.1. Гранит мигматитовой выплавки, AR (3) Ву(5) 0 0 -10 -10 + 20 20 0 0 10 10 50 -60 1, Ви(6) 0 0 -10 0 + 220 70 30 30 70 20 110 0 3, Х (9) -10 10 -40 40 0 500 70 60 0 60 -10 210 -50 6, А (8) 0 0 -20 -10 4, + 870 10 60 20 50 70 250 Вн(7) -10 10 20 -90 18, + 2400 200 220 100 230 250 650 1.2. Фельзитовый микрогранит-порфир, PZ3 (2) Х (4) -10 10 10 0 -60 140 120 180 170 60 280 190 210 12, А (6) -30 10 70 -50 27, 20 300 240 330 330 80 500 310 Вн(6) -30 20 160 -90 1900 36, 390 350 390 210 450 520 230 2. Кедровское месторождение 2.1. Альмандин-двуслюдяной плагиогнейс, PZ3 (1) Bу(1) -2 2,8 66 -55 -49 -48 -14 10 44 37 -12 143 -27 7, Х (1) -4 8,4 14 -21 160 -27 36 -48 22 35 10 68 -35 6, Вн(1) -48 -46 27 -96 2140 1330 716 439 45, 65 61 98 653 2.2. Кварцевый диорит, гранодиорит, PZ3 (6) Х(16) 0 0 0 0 1010 940 0 0 0 -10 0 0 10 4, А (6) -10 -10 20 -10 3170 2070 12, 30 50 60 -30 90 50 Вн(1) -50 -20 40 -80 4270 4700 220 240 170 41, 320 170 160 Углеродистые полевошпат-кварцевые сланцы кедровской свиты, R 2.3. Метаалевропесчаник (1) А (1) -17 4,9 248 -34 18, + 1905 33 1053 282 340 82 300 Вн(1) -39 8,8 445 -93 43, + 6913 880 1781 447 125 73 672 3. Месторождение Чертово Корыто Углеродистые полевошпат-кварцевые сланцы михайловской свиты, PR 3.1. Крупнозернистый метаалевролит (5) У (2) 0 0 0 -10 -30 -10 50 20 0 30 10 0 0 2, Х (8) -20 -30 -30 -70 29, 120 1400 1180 100 70 10 540 840 Вн(1) -40 -30 -10 -90 0 -90 43, 2800 1920 170 30 570 900 Продолжение таблицы Мине- Химические элементы раль ная зона, S* Fe2+ Fe3+ Si Al K Na Co Ca Mg Ti P Mn подзо на 3.2. Мелкозернистый метапесчаник (5) У (1) 0 0 -30 80 180 40 30 10 0 -20 30 -30 100 3, У (3) 0 10 -20 10 130 100 80 120 30 70 20 0 150 6, Х (6) -40 0 -20 -70 34, 430 1910 1400 330 160 30 820 890 Вн(1) -30 -10 -10 -90 32, 10 1980 1260 260 110 180 790 870 3.3. Разнозернистый метапесчаник (1) У (1) 0 0 70 -70 1130 10 -40 110 60 90 30 -50 0 7, Х (4) -30 -10 0 -85 1640 1370 510 420 240 31, 80 840 450 Вн(1) -50 -30 -10 -90 6570 3180 1300 690 250 55, 490 490 640 Примечание. 1) Минеральные зоны и подзоны околорудных метасоматических ореолов: Ву, Ви – подзоны умеренного и интенсивного изменения фронтальной зоны, У, Х, А, Вн – соответственно углеро дистая, хлоритовая, альбитовая, тыловая зоны. 2) S* – сера сульфидная, Со – углерод окисленный (карбо натный), + – привнос S при содержании ее в исходной породе ниже предела чувствительности анализа.

3) В скобках – число проб, участвующих в расчете средних. 4) – удельная масса перемещенного (прив несенного и вынесенного) вещества в процентах к массе вещества исходных пород в стандартном гео метрическом объеме 10000 3. 5) Петрохимические пересчеты выполнены по объемно-атомному методу, балансовые расчеты – относительно исходных пород в подзоне слабого изменения фронтальной зоны. 6) Полные химические силикатные анализы горных пород выполнены в Центральной лаборатории ПГО «Запсибгеология» и в Западно-Сибирском испытательном центре (г. Новокузнецк) под руководством И.А. Дубровской и Г.Н. Юминовой Наиболее интенсивные изменения минеральных составов исходных пород в ты ловых, в меньшей степени в хлоритовой зонах метасоматических ореолов сочетаются с наиболее интенсивными изменениями здесь их химических составов, количественно оцениваемыми величиной удельной массы перемещенного (привнесенного и вынесен ного) вещества (суммы масс петрогенных компонентов), достигающей 50 % от массы исходных пород (табл. 1).

С металлоносными растворами в области метасоматизма и рудообразования по ступают калий, восстановленная сера и углекислота, удаляются почти полностью (до 90 %) натрий и частично (до 50 % от массы в исходной породе) кремнезем. Это типо вые повторяющиеся во времени и пространстве петрохимические черты процесса бере зитизации [1]. Дополнительные фиксируемые в основном в березитах и березитоидах массы поступающих петрогенных компонентов регулируются их массами в исходном несланцевом и черносланцевом субстрате и концентрационно-диффузионным меха низмом массопереноса, чем ниже содержание компонента в исходных породах, тем большее его количество задержится в образующихся метасоматитах [19]. Калий входит в состав серицита – мусковита, сера – в составы сульфидов, углекислота связывается с катионами в карбонатах.

При обычном содержании последних в березитах, образованных в бескарбонат ных существенно кварцевых породах, например, в полевошпат-кварцевых углероди стых песчано-сланцах михайловской свиты в месторождении Чертово Корыто, возни кает проблема пространства, которая решается признанием щелочного режима ранних порций металлоносных растворов [21]. Экстрагируемый из пород кремнезем массой до 800 кг из каждого куб. м при последующей инверсии щелочного режима в кислотный заполняет многочисленные в сланцевой среде крупные и мелкие трещины, образуя кварцевые жилы и прожилки. Последние не сопровождаются, как отмечалось, отороч ками березитов, вероятно, вследствие слабого взаимодействия кислотных растворов с существенно кварцевыми породами. Высвобождаемое в бескарбонатных сланцах тыло вых зон ореолов вследствие удаления кремнезёма пространство заполнялось синруд ными карбонатами, содержание которых в березитах достигает многих десятков об. %.



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 26 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

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.