Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическое строение южного прибайкалья 11
1.1. История геологических и изотопно-геохронологических исследований 11
1.2. Слюдянский кристаллический комплекс 15
1.3. Особенности геологического строения Малоосиновского массива 19
1.4. Краткая характеристика других массивов Южного Прибайкалья и Арсентьевского массива Центральной Бурятии 27
Глава 2. Петрографическая характеристика габброидов 35
2.1. Перидотит-габброноритовая серия Малоосиновского массива 35
2.2. Породы вмещающей толщи 62
2.3. Сравнение габброидов Малоосиновского и других массивов 65
Глава 3. Геохимические характеристики габброидов 71
3.1. Петрогенные элементы 71
3.2. Редкоземельные элементы 81
3.3. Другие некогерентные элементы 89
3.4. Химизм минералов 98
3.5. Изотопно-геохронологические исследования пород Малоосиновского массива НО
Глава 4. Металлогеническая специализания габброидов ... 121
4.1. Рудные минералы 121
4.2. Поведение элементов группы железа в процессе кристаллизации потенциально рудоносных базальтовых магм 135
4.3. Химизм рудных минералов 148
4.4. Возможности промышленного использования и переработки титаномагнетит-ильменитовых руд 151
Глава 5. Петрогенезис и рудоносность габброидов 156
5.1. Моделирование процесса дифференциации и рудообразования пород перидотит-габброноритовой серии Малоосиновского массива 156
5.2. Титаноносность ультраосновных-основных пород 175
5.3. Петрогенезис и титаноносность пород перидотит-габброноритовой серии Малоосиновского массива 179
5.4. Критерии потенциальной титаноносности массивов ультраосновных-основных пород 183
Заключение 188
Литература 190
Приложения 205
- Слюдянский кристаллический комплекс
- Породы вмещающей толщи
- Редкоземельные элементы
- Поведение элементов группы железа в процессе кристаллизации потенциально рудоносных базальтовых магм
Введение к работе
Актуальность работы
Основные и ультраосновные породы всегда вызывали пристальный интерес исследователей, так как они являются одними из немногих источников информации о составе вещества глубинных зон Земли, а также носителями титаномагнетит-ильменитовой и медно-никелевой минерализации. Несмотря на бесспорные успехи в области исследования природы ультрабазит-базитовых массивов, остаются дискуссионными вопросы, касающиеся ме-таллогенической специализации базальтовых магм, особенностей их дифференциации, условий отделения и локализации рудного вещества, а также проблема установления критериев их рудоносности. Комплексное геолого-геохимическое и изотопное исследование габброидов Южного Прибайкалья, для которых остаются невыясненными основные закономерности поведения химических элементов, причины обогащения отдельных массивов рудными компонентами и нет единого мнения об их генезисе, во многом позволит приблизиться к решению этих проблем.
Цель и задачи исследования
Основной целью работы являлось установление металлогенической специализации ультрабазит-базитовых массивов Южного Прибайкалья, выявление закономерностей процессов дифференциации и рудообразования, определение геодинамической природы их становления и критериев потенциальной рудоносности габброидов.
Исходя из поставленной цели, в процессе исследования необходимо было решить следующие задачи:
Изучить геологическое строение габброидных массивов Южного Прибайкалья, определить петрографические и минералогические особенности рудоносных габброидов.
Установить химический состав пород и минералов.
С помощью моделирования в программе «COMAGMAT 3.57»
5 проследить эволюцию состава кристаллизующегося расплава при формировании пород и руд.
4) На основании изучения изотопов Sr и Nd и результатов геохронологического исследования пород установить тип источника мантийного расплава, формирующего породы Малоосиновского массива.
Объекты исследования
Объектами исследования являлись габброидные массивы Южного Прибайкалья: Комарский, содержащий месторождение титаномагнетит-ильменитовых руд, массивы рек Талая и Большая Быстрая, а также Асямов-ский и Снежнинский массивы. В качестве основного объекта изучения выбран Малоосиновский перидотит-габброноритовый массив, один из самых крупных в районе и наименее измененных наложенными процессами. Для сравнения в работе рассмотрены габброиды и руды Арсентьевского массива, включающие месторождение титана (Центральная Бурятия) (Богатиков, 1966; Орсоев и др., 2003; Бадмацыренова, 2005).
Фактический материал
Работа основана на материале, собранном автором во время полевых работ 2001-2007 гг. В 2001-2002 гг. совместно с геологами Бурятского геологического института СО РАН, г. Улан-Удэ, были проведены полевые исследования на Арсентьевском массиве (Бурятия, к западу от поселка Арсентьев-ка). В 2002-2007 гг. автором изучались габброидные массивы Южного Прибайкалья на территории Слюдянского района Иркутской области. В результате было отобрано около 255 штуфных проб. Кроме того, использованы коллекции образцов, предоставленные научным руководителем, к. г.-м. н. А. С. Мехоношиным.
Методы исследований
При решении поставленных задач использовался широкий спектр геологических, аналитических и расчетных методов.
Содержания петрогенных и редких элементов в породах (112 проб) и мономинеральных фракциях (И проб) были определены в лабораториях Ин-
ститута геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН (г. Иркутск) следующими методами: весового, спектрофотометрического, атомно-абсорбционного, пламенно-фотометрического (аналитики Т. В. Ожогина, Л. П. Фролова, О. А. Пройдакова), атомно-эмиссионной спектрометрии (аналитики С. С. Воробьева и А. Д. Глазунова), рентгенофлуоресцентного (аналитики лаборатории рентгеновских методов анализа под руководством д.т.н. А. Л. Финкелылтей-на), масс-спектрометрии с индукционно-связанной плазмой (аналитики Н. Н. Пахомова, Ю. В. Сокольникова, к.ф.-м.н. Е. В. Смирнова).
Состав минералов в аншлифах определялся аналитиком, к.х.н. Л. А. Павловой с помощью рентгеноспектрального микроанализатора «Superprobe-733» (JEOL Ltd, Япония) и энергодисперсионного спектрометра Sahara (Princton Gamma-Tech Ltd) (в Институте геохимии СО РАН, г. Иркутск), а также на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом «Camebax-micro» (в Аналитическом центре Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, г. Новосибирск) аналитиками О. С. Хмельниковой и Е. Н. Нигматулиной.
Для изучения петрографических особенностей и минерального состава габброидов и вмещающих пород были детально описаны 220 прозрачных шлифов и аншлифов. Макроскопически образцы и протолочки пород изучались под бинокулярным микроскопом МБС-10.
Геохронологические исследования были проведены 40Аг/39Аг методом в Аналитическом центре Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН (г. Новосибирск) к.г.-м.н. А. В. Травиным и Д. С. Юдиным. Изотопный состав Nd и Sr измерялся на масс-спектрометре «Finni-gan МАТ262» в Центре коллективного пользования г. Иркутска Г. П. Санди-мировой и С. А. Татарниковым.
Для выяснения условий равновесия минеральных ассоциаций габброидов применялись методы минералогической термобарометрии.
Петрохимические расчеты проводились в программе «CRYSTAL» (к.г.-м.н. И. С. Перетяжко, Институт геохимии им. А. П. Виноградова СО
7 РАН, г. Иркутск), а для модельных расчетов параметров кристаллизации базальтовых магм использовалась программа «COMAGMAT 3.57» (Арискин, Бармина, 2000).
Научная новизна исследований
Впервые в результате комплексных петролого-геохимических исследований установлен состав родоначальной рудоносной магмы, получены данные по физико-химическим условиям образования и динамике становления расслоенных габброидных массивов Южного Прибайкалья.
Доказана принадлежность габброидов Южного Прибайкалья к продуктам внутриплитного плюмового магматизма.
Определены изотопно-геохимические и геохронологические характеристики габброидов, отражающие эволюцию состава базальтовых магм во времени.
Предложены критерии рудоносности и установлены условия формирования рудоносных габброидов Южного Прибайкалья.
Практическая значимость работы
Выявленные закономерности поведения элементов группы железа в магматическом процессе позволили разработать критерии рудоносности основных пород, которые могут быть использованы для поиска новых месторождений железо-титан-ванадиевых руд
Полученные аналитические данные и уникальная геолого-геохимическая информация необходимы для реконструкции геологической истории формирования района Южного Прибайкалья и могут быть использованы при проведении геолого-съемочных работ, в том числе разработке легенд и составлении геологических карт нового поколения.
Защищаемые положения
1) Габброиды Южного Прибайкалья являются производными субщелочной базальтовой магмы. Они сформировались в результате гравитаци-онно-кристализационной и эманационной дифференциации, рудные габброиды - на поздних стадиях этого процесса. Выделение титаномагнетита и
8 ильменита из родоначального расплава происходило при температуре 1070 С, после кристаллизации основной массы силикатов.
Главными геохимическими характеристиками рудоносных габб-роидов Южного Прибайкалья являются повышенные содержания титана, фосфора, РЗЭ, стронция, бария, циркония, гафния, ниобия и тантала, что, в совокупности с геохронологическими данными (340±4 млн. лет), позволяет отнести их к продуктам внутриплитного магматизма.
Габброиды Южного Прибайкалья имеют железо-титан-ванадиевую металлогеническую специализацию. Критериями потенциальной титаноносности габброидов являются: повышенная железистость пород и минералов, количественное преобладание ильменита над титаномагнетитом и окислительные условия их формирования.
Публикации и апробация работы
По теме диссертации опубликовано 16 работ, в том числе 2 - в изданиях, входящих в Перечень ВАК. Результаты исследований были представлены в виде устных докладов на всероссийских молодежных конференциях «Современные проблемы геохимии» - Институт геохимии СО РАН (Иркутск,
2004, 2007); всероссийском совещании «Современные проблемы фор-мационного анализа, петрология и рудоносность магматических образований» (Новосибирск, 2003); всероссийских молодежных конференциях «Строение литосферы и геодинамика» - Институт земной коры СО РАН (Иркутск, 2003, 2007); научно-технических конференциях «Геология, поиски и разведка полезных ископаемых и методы геологических исследований» - Иркутский государственный технический университет (Иркутск, 2002, 2003,
2007, 2008); международных конференциях молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2004, 2008); научном совещании «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» - Институт земной коры СО РАН (Иркутск, 2004, 2008); международной конференции «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей» (Черноруд, 2007); всероссийской научной конференции (с участи-
9 ем иностранных ученых) «Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды» - Институт геохимии СО РАН (Иркутск, 2007); региональной конференции молодых ученых «Современные проблемы геологии, геохимии и экологии Дальнего Востока России» (Владивосток, 2008); международной молодежной школе-семинаре «Рудоносность ультрамафит-мафитовых и карбонатитовых комплексов складчатых областей» (Горячинск, 2008).
Структура и объем работы
Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения, содержит 125 рисунков, 5 таблиц и 25 приложений. Список литературы включает 174 наименования. Объем текста составляет 120 страниц.
Работа выполнена в лаборатории геохимии основных и ультраосновных пород Института геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН при всесторонней поддержке и деятельном участии научного руководителя, к.г.-м. н. Мехоношина А. С, которому автор благодарен за постоянное внимание и помощь в работе.
Автор выражает искреннюю признательность сотрудникам лаборатории геохимии основных и ультраосновных пород Института геохимии им. А. П. Виноградова СО РАН к.г.-м.н. Т. Б. Колотилиной, к.г.-м.н. М. А. Горновой, д.г.-м.н. О. М. Глазунову, д.г.-м.н. А. И. Альмухамедову, д.г.-м.н. А. Я. Медведеву, д.г.-м.н. А. А. Воронцову за необходимые советы и участие в обсуждении диссертации. За ценные консультации автор благодарит д.г.-м.н. В.
A. Макрыгину, д.г.-м.н. Изоха А. И., д.г.-м.н. Владимирова А. Г., к.г.-м.н. А.
B. Лавренчука, к.г.-м.н. Д. А. Орсоева, к.г.-м.н. Кислова Е. В., к.г.-м.н. Т. Т.
Врублевскую, д.г.-м.н. А. Н. Булгатова, к.г.-м.н. С. И. Дриля.
Глубокую признательность автор выражает всем раннее перечисленным аналитикам. Особенно хочется поблагодарить за помощь в техническом оформлении работы Г. А. Черкащину и Г. В. Бурмакину.
/о-11
Слюдянский кристаллический комплекс
Слюдянский кристаллический комплекс расположен в границах Ха-мардабанского террейна, с севера примыкает к Шарыжалгайскому краевому выступу фундамента Сибирской платформы, отделяясь от него зоной Главного Саянского разлома, а с юга ограничен областью распространения суп-ракрустальных образований хамардабанского метаморфического комплекса.
В слюдянский кристаллический комплекс входят метаморфизованные породы слюдянской и хангарульской серий, а также связанные с ними интрузивные и метасоматические образования. Следует уточнить, что к «комплексу относится лишь та площадь распространения слюдянской и хангарульской серий, где степень метаморфизма пород достигает гранулитовой фации, либо высшей степени амфиболитовой» (Слюдянский кристаллический..., 1981).
В обобщающих научных работах приводятся самые различные толкования геологического строения слюдянского комплекса. Его общая структура представлялась одними исследователями антиклинорной (Сулоев А. И.), другими - синклинальной (Коржинская К. Н., Чулков Н. Т., Янчуковский В. Н., Шерман С. И.); предлагались также различные варианты моноклинальной структуры (Роненсон Б. М., Шафеев А. А., Васильев Е. П.), менялись представления о стратиграфии (Слюдянский кристаллический..., 1981).
Разрез слюдянской серии наиболее полно обнажен по рекам Слюдян-ка и Похабиха. Средняя мощность - 6,3 км. Серия представляет собой ритмично-цикличное переслаивание карбонатных, кремнисто-карбонатных пород (61 %), кристаллических сланцев основного состава (16 %), разнообразных гнейсов (15 %), кварц-диопсидовых и волластонитовых пород (8 %).
По количественному соотношению карбонатных и алюмосиликатных пород слюдянская серия расчленяется на култукскую и перевальную свиты. В култукской - породы находятся примерно в равном соотношении, а в перевальной - преобладают карбонатные разности (кальцитовые, доломит-каль-цитовые и доломитовые мраморы и кальцифиры).
Разнообразие гнейсов в слюдянской серии обусловлено широкими вариациями в них содержаний биотита, граната, гиперстена, диопсида, кордие-рита, плагиоклаза, кварца, калиевого полевого шпата (Петрова и др., 2002).
Кристаллические сланцы близки по химическому составу к базаль-тоидам (Петрова и др., 2005). Главными минералами кристаллосланцев являются плагиоклаз, моноклинный, реже ромбический пироксен; также присутствуют магнетит, титаномагнетит, пирротин, сфен, апатит и циркон; вторичные минералы представлены роговой обманкой, скаполитом, кальцитом.
Кварц-диопсидовые и волластонитовые породы имеют локальное развитие, сменяя друг друга в отдельных участках кварц-кальцитовых ассоциаций. Кварц-диопсидовые породы состоят преимущественно из диопсида, кварца, кальцита, фторапатита, вторичного тремолита, реже полевых шпатов, скаполита, флюорита и рудных минералов. Среди высокометаморфизован-ных аналогов кремнисто-карбонатных пород присутствуют метафосфориты с содержанием апатита от 1-2 до 60 мае. %. Главные минералы волластонитовых пород представлены волластонитом, кальцитом, диопсидом, кварцем, иногда апатитом; реже встречаются полевые шпаты, пирит и магнетит (Слюдянский кристаллический..., 1981). Хангарульская серия представляет собой преимущественно гнейсовую толщу с редкими горизонтами карбонатных пород (около 22 % толщи), метаморфизованую, как и слюдянская серия, в условиях гранулитовой фации. В её составе выделяются две контрастные свиты: нижняя харагольская и перекрывающая ее безымянская.
Мощность харагольской свиты оценена в 1,2 км, из которых 10 % занимают метатерригенные породы (биотитовые гнейсы), 15 % - карбонатные (мраморы и кальцифиры) и 75 % - известково-силикатные (диопсидовые гнейсы и кристаллические сланцы). В отдельных разрезах доля известково-силикатных пород превышает 90 %. Метатерригенные породы больше распространены в нижней части свиты, а карбонатные, марганцевые - в верхней. Между известково-силикатными и карбонатными породами прослеживаются как резкие контакты, так и постепенные переходы.
Продукты вулканической деятельности в разрезе свиты представлены гнейсами и кристаллическими сланцами, состоящими из клинопироксена, кварца, плагиоклаза, микроклина, кальцита, скаполита, волластонита, иногда появляются гранаты, биотит, роговая обманка, минералы эпидот-клиноцоизитового ряда; постоянным акцессорным минералом является сфен. Для метабазальтов типичны слоисто-полосчатые текстуры, отчётливее всего выраженные вариациями по меланократовости и известковистости (Геохимия и геодинамическая..., 2005; Резницкий и др., 2004; Школьник, 2001).
Безымянская свита более чем наполовину состоит из метатерригенньгх алюмосиликатных гнейсов. Они представлены таким же, как и в слюдянской серии, широким набором разновидностей, обусловленных вариациями содержаний - от полного отсутствия до явного преобладания - граната, кордие-рита, силлиманита, гиперстена, диопсида (Петрова и др., 2005).
Разрезы слюдянской и хангарульской серий имеют ритмично-циклическое строение. Своеобразие закономерно чередующихся наборов пород определяется присутствием продуктов вулканической деятельности, слагающих в сериях около 25 % мощности. В слюдянской серии периодичность разреза более разнообразная и сложная, что обусловлено большей разнородностью вулканогенного материала. В целом, состав и мощность серии и свит изменяется в широких пределах, однако присущие им закономерности внутреннего строения сохраняются. Изменчивость разреза часто имеет вторичную природу, обусловленную тектоническим «разлинзованием».
Совокупность эндогенных процессов, проявленных при формировании слюдянского кристаллического комплекса, отвечает, по крайней мере, трем тектоно-метаморфическим циклам (Ранний докембрий..., 1993; Слюдян-ский кристаллический..., 1981; Шафеев, 1970). Наиболее ранний из них выделен на основе палеоструктурных реконструкций и существования углового стратиграфического несогласия между слюдянской и хангарульской сериями.
В ходе эндогенных процессов второго тектонометаморфического цикла, условия метаморфизма которого достигали гиперстен-кордиерит-ортоклазовой субфации гранулитовой фации, произошло формирование главных структурных элементов, определяющих основные черты геологического строения комплекса. Структурно-возрастной ряд интрузивных комплексов этого цикла включает жильные и дайковые тела гиперстеновых и двупироксеновых тоналитов и трондьемитов, интрузивные тела габбро и сиенитов, а также многочисленные жильные тела аляскитовых гранитоидов (гранит-пегматитов). С заключительными стадиями цикла связано формирование магнезиальных скарнов.
Метаморфические преобразования третьего тектонометаморфического цикла отвечали условиям эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций. Интрузивные образования представлены жильными телами редкоземельных пегматитов, аплитовидных гранитов и сиенит-аплитов, становление которых сопровождалось формированием контактовых известковых скарнов.
До недавнего времени предполагалось, что описанная выше последовательность эндогенных процессов охватывает интервал времени от позднего архея до рифея (Ранний докембрий..., 1993; Слюдянский кристаллический..., 1981; Шафеев, 1970), при этом продолжительность второго цикла оценива 19 лась не менее чем в миллиард лет. Полученные U-Pb методом по циркону данные о возрасте синметаморфических и постметаморфических гранитои-дов показывают, что эти процессы протекали с раннего по средний ордовик (Возраст и продолжительность..., 2000; О возрасте метаморфизма..., 1997).
Породы вмещающей толщи
Породы вмещающей толщи Малоосиновского массива представлены гнейсами и амфиболитами култукской свиты слюдянской серии (см. рис. 1.2-1.4). В пределах массива и вокруг его встречаются граниты и сиениты (см. рис. 1.2, 1.3), секущие по отношению к габброидам массива и породам вмещающей толщи.
Гнейсы представляют собой мелкозернистые породы серого и светлосерого цветов, состоящие из кварца (25-30 %), плагиоклаза (20-30 %), биотита (10-20 %), микроклина (5-10 %) и акцессорных минералов: граната, роговой обманки, апатита, циркона, магнетита и ильменита. Породы характеризуются сланцеватой, тонкополосчатой и гнейсовой текстурой. По минеральным парагенезисам можно выделить следующие виды гнейсов: биотитовые, гранат-биотитовые и биотит-амфиболовые. По относительному размеру зёрен выделяются гнейсы с гетеробластовой и гомеобластовой структурами. Первые, на отдельных участках, характеризуются порфиробластовой структурой, когда порфиробласты микроклина резко выделяются на фоне мозаичной массы кварца. В биотит-амфиболовых гнейсах отмечается нематобласто-вая структура, выраженная появлением лучевидных сростков биотита, керсу-тита и сине-зелёной роговой обманки.
Гомеобластовые гнейсы характеризуются лепидогранобластовой структурой, обусловленной присутствием в породе изометричной формы зёрен кварца, микроклина и плагиоклаза, а также чешуек биотита.
Биотитовые граниты представляют собой полнокристаллические породы розовато- и светло-серого цветов, мелко-, среднезернистой структуры, по относительному размеру зёрен - неравномернозернистой. Встречаются порфировидные граниты, когда на фоне общей массы породы выделяются округлые зёрна микроклина.
Граниты состоят из кварца (20-30 %), плагиоклаза (25-30 %), биотита (10-25 %), микроклина (5-10 %) и акцессорных минералов - граната, роговой обманки, апатита, циркона, магнетита и ильменита. Гранат встречается в породах редко, иногда достигая 20 %. Микроструктура гранитов гипидиоморф-нозернистая (гранитовая), иногда порфировидная.
Плагиоклаз первой генерации (олигоклаз, андезин) имеет идиоморф-ные кристаллы. Плагиоклаз второй генерации (олигоклаз, андезин, альбит), кварц, микроклин и биотит обладают примерно равной степенью идиоморфизма и образуют гипидиоморфнозернистую структуру. Плагиоклаз представлен зёрнами таблитчатой и неправильной формы. Наблюдаются характерные полисинтетические двойники. Номера плагиоклазов варьируют от 28 до 42. Встречаются зёрна с зональным строением, когда центральная часть их сложена более основными, а периферическая - более кислыми разновидностями. Крупные зёрна плагиоклаза часто содержат включения кварца, либо образуют с ним мирмекитовые сростки.
Кварц представлен зёрнами округлой и неправильной формы с облачным, реже пятнистым погасанием, часто формирующими мозаичные микроструктуры. Иногда кварц содержится в виде каплевидных включений в микроклине и плагиоклазе.
Биотит в породе присутствует постоянно в виде крупных таблитчатых листочков, чешуек и пластинок с весьма совершенной спайностью, в проходящем свете плеохроирует от светло-коричневого до темно-коричневого, почти черного цвета. Микроклин встречается в виде зёрен таблитчатой и неправильной формы. Для микроклина типична решетка, обусловленная одновременным двойникованием в одном зерне по альбитовому и периклиновому законам. В биотитовых гранитах повсеместно встречаются мирмекитовые сростки микроклина с кварцем. Гранат (альмандин) представлен зёрнами округлой и изометричной формы. Минерал насыщен мелкими включениями кварца, плагиоклаза и магнетита. Характерной особенностью граната является присутствие в нём мелких, хорошо ограненных зёрен циркона. Апатит представлен мелкими вытянутыми, овальной формы зёрнами длиною около 0,04 мм.
Все акцессорные минералы наблюдаются в виде включений в кварце, плагиоклазе, биотите и микроклине. Циркон встречается в виде зёрен округлой формы в чешуйках биотита, иногда и в гранате в виде хорошо огранённых, окружёных темными «пле-охроичными двориками» зёрен. Щелочные граниты отличаются от биотитовых гранитов увеличением микроклиновой составляющей до 35 % и появлением в них пертитового строения. Пертиты представляют собой струйчатые, нитевидные, и игольчатые включения плагиоклаза (до 20-25 %) в микроклине. Кроме того, в щелочных гранитах вместо авгита появляется эгирин, который часто замещается щелочным амфиболом. Эгирин-авгит характеризуется зёрнами неправильной формы с сильным плеохроизмом от светлого до темного буро-зеленого цвета. Угол CNg составляет 9.
Постепенный переход от гранитов к сиенитам выражается в увеличении количества калиевого полевого шпата и уменьшении - кварца. Сиениты состоят из микроклина (20-30 %), плагиоклаза (25-30 %), биотита (10-25 %) и кварца (5-10 %); акцессорные минералы те же, что и в гранитах. По оптическим признакам минералы гранитов и сиенитов идентичны.
Амфиболиты представляют собой амфибол-плагиоклазовьте породы гетеробластовой структуры (гранобластовой и лепидогранобластовой), сред-незернистой массивной текстуры. Амфиболы в породе представлены сине-зелёной роговой обманкой, иногда появляется керсутит. Плагиоклаз по составу соответствует Anises (олигоклаз-андезин). Из второстепенных минералов в породе присутствуют биотит и гранат. Вывод по разделу Судя по наблюдаемым минеральным парагенезисам, породы вмещающей толщи Малоосиновского массива являются продуктами амфиболи-товой фации метаморфизма. Граниты, секущие по отношению к породам вмещающей толщи, могут быть подразделены на следующие типы: биотитовые граниты, биотитовые граниты с гранатом, щелочные граниты, щелочные граниты с гранатом, щелочные биотитовые граниты с гранатом. Граниты постепенно переходят в сиениты.
Габброиды Малоосиновского и Снежнинского массивов практически не были подвержены наложенным процессам. В них отмечаются только при 66 контактовые изменения, связанные с внедрением более поздних гранитоидов. В отличие от первых, в габброидах Асямовского и Комарского массивов, массивов рек Талая и Б. Быстрая наблюдаются интенсивные вторичные изменения под влиянием процессов метаморфизма (амфиболитовая фация), что существенно осложняет их исследование.
По оптическим характеристикам главные минералы габброидов массивов Южного Прибайкалья близки таковым Малоосиновского массива, однако необходимо отметить ряд особенностей.
Габброиды Асямовского массива содержат значительные количества шпинели и апатита. По сравнению с габброидами других массивов, в них более крупные зёрна апатита, достигающие размеров 0,06x0,8 мм. В габброно-ритах Малоосиновского массива, напротив, эти минералы встречаются реже и в меньшем количестве. В габброидах Асямовского массива часто наблюдается керсутит в виде отдельных крупных зёрен со структурами распада рудных минералов.
Габброиды массива р. Б. Быстрая ещё более интенсивно амфиболизи-рованы, а первичные минералы практически полностью замещены. Содержание рудных минералов в габброидах несколько больше (от 10 до 50 %), чем в габбро Малоосиновского массива. Рудные минералы представлены в виде каплевидных, часто вытянутых включений. На контактах рудных и силикатных минералов развиты келифитовые каемки сине-зелёной роговой обманки.
Редкоземельные элементы
Большой разброс содержаний MgO, А120з и KFe в породах Малооси-новского массива указывает на высокую степень их дифференцированности. Габброиды Арсентьевского массива менее дифференцированы по содержанию MgO и А1203 (см. рис. 3.6, 3.8, 3.9).
Габброиды Арсентьевского массива отличаются от габброидов Южного Прибайкалья более узким разбросом содержаний MgO и АЬОз, высокой щелочностью и повышенными содержаниями Р2О5. Породы Малоосиновского, Асямовского, Комарского массивов и массива р. Талая по содержанию щелочей близки базальтам океанических островов, по (Средние составы магм..., 2007), а Арсентьевского и Снежнин-ского массивов - к базальтам, по (Когарко, Асавин, 2007). 3.2. Редкоземельные элементы Редкоземельные элементы (РЗЭ) являются одними из наименее подвижных, на них слабо влияют процессы гидротермального изменения и низкотемпературного метаморфизма, поэтому их содержание наиболее корректно отражает состав магматических пород и степень плавления мантийного вещества (Балашов, 1976). Все породы перидотит-габброноритовой серии Малоосиновского массива делятся на три группы: с высокими, средними и низкими концентрациями РЗЭ (рис. 3.14; Приложение 7). Максимальные концентрации РЗЭ отмечены в рудных габброноритах с высоким содержанием Р2О5 (1,88 мае. %) и повышенной величиной La/Yb отношения (12,25) (см. рис. 3.14). Вебстерит и рудный габбронорит со средними концентрациями РЗЭ отличаются более низкими содержаниями Р2О5 (соответственно, 0,16 и 0,21 мае. %), не столь высокой разницей в содержаниях легких и тяжелых РЗЭ (La/Yb - 4,3- 5,5) и как следствие более пологим наклоном кривых в сторону тяжелых РЗЭ (см. рис. 3.14).
Для нормирования использован состав хондрита, по (Boynton, 1984). меньшим углом наклона кривой распределения РЗЭ в сторону тяжелых РЗЭ (La/Yb - 2,9-5,9). Плагиоперидотиты характеризуются сглаженным спектром распределения РЗЭ. В спектре распределения РЗЭ габброноритов, содержащих большое количество плагиоклаза (50-60 % породы), появляется характерный Ей максимум (см. рис. 3.14).
Для нормирования использован состав хондрита, по (Boynton, 1984). концентрации РЗЭ (Приложение 8) и обогащение легкими РЗЭ относительно тяжелых (La/Yb - 3,2-4,7). На одной из кривых обозначается положительная Eu-аномалия (см. рис. 3.15). Габброиды массива р. Б. Быстрая характеризуются высокими концентрациями РЗЭ (Приложение 8) и низкими содержаниями Рг05 (0,59 и 0,04 мае. %). Спектры распределения сглаженные, отмечается значительная разница в содержании легких и тяжелых РЗЭ (La/Yb 6,1 и 7) и, следовательно, крутой наклон кривых распределения в сторону тяжелых РЗЭ (см. рис. 3.15). По распределению РЗЭ все габброиды Снежнинского массива разделились на два типа: с высоким и низким содержанием (см. рис. 3.15). Габбронориты с высокими концентрациями РЗЭ характеризуются широким разбросом содержаний Р205 (0,06-1,05 мае. %). Им свойственны плавные углы наклона кривой в сторону тяжелых РЗЭ (La/Yb - 5,7-9,4). Кривая распределения РЗЭ для габбронорита с низкими концентрациями имеет резко выраженный Ей максимум (указывающий на восстановительные условия формирования) (см. рис. 3.15).
Для установления геодинамической обстановки формирования габброидов Южного Прибайкалья проведено сравнение их составов с эталонными составами базальтов различных геодинамических обстановок по (Sun, McDonough, 1989; Историческая..., 2000; Когарко, Асавин, 2007; Летучие компоненты..., 2007а, 20076; Средние составы магм..., 2007). Эти работы содержат статистически представительные выборки (более 2 тыс. анализов использовано в каждой из работ) составов разных по географии базальтов океанических островов, островных дуг и срединно-океанических хребтов.
Состав магм различных геодинамических обстановок оценивался путем исследования составов первичных расплавных включений в минералах магматических пород и стекол, возникших при закалке расплавов при повышенном давлении, на дне океанов. База данных по стеклам включений и пород океанических островов насчитывает 45 тыс. анализов. Главные элементы определены с помощью электронного зонда, редкие и летучие элементы - методом электронного и ионного микроанализа, инфракрасной спектрометрии. Для оценки средних составов расплавов использованы данные по базальтам Гавайских (Тихий океан), Канарских островов (Атлантический океан), островов Кергелен и Реюньона (Индийский океан) (Средние составы магм..., 2007; Летучие компоненты..., 2007а, 20076).
Спектр распределения РЗЭ по (Sun, McDonough, 1989) (La/Yb=4,4), отличается от спектра по (Средние составы магм..., 2007) более крутым наклоном в сторону тяжелых РЗЭ (La/Yb=ll,5) и положительным пиком по Gd (см. рис. 3.16).
Кривая среднего состава пород перидотит-габброноритовой серии пород Малоосиновского массива наиболее сходна по конфигурации с кривой распределения РЗЭ для базальтов океанических островов, по (Sun, McDonough, 1989), но располагается несколько ниже. Содержание легких РЗЭ в породах Малоосиновского массива совпадает с таковым в базальтах океанических островов, по (Средние составы магм..., 2007) (см. рис. 3.16).
Поведение элементов группы железа в процессе кристаллизации потенциально рудоносных базальтовых магм
В магматическом процессе титан обогащает наиболее поздние диффе-ренциаты основных-ультраосновных расплавов и в зависимости от окислительно-восстановительных условий или щелочности среды распределяется между окисно-рудными и силикатными фазами (Ферсман, 1937; Альмухаме-дов, 1973; Нестеренко, Альмухамедов, 1973). Характерной чертой геохимии титана в магматических породах является тесная положительная корреляция с железом, ванадием, фосфором и отрицательная - с кремнием, магнием, кальцием и хромом (Мехоношин, 1985).
Ванадий в магматическом процессе не связывается в собственные минералы, а обычно замещает Fe3+ в оксидах и железомагнезиальных минералах, концентрируется в поздних дифференциатах основных расплавов и накапливается в титаномагнетите, либо рассеивается, распределяясь между авгитом, ильменитом и керсутитом (Уэйджер, Браун, 1970; Нестеренко, Альмухамедов, 1973; Мехоношин, 1985).
Среди пород всех рассматриваемых в работе массивов по содержанию ТіОг можно выделить две группы: низкотитанистые (0,24-3 мае. %) и высокотитанистые (3-6,3 мае. %) (рудные габброиды). Концентрации ТіСЬ в основной массе габброидов Южного Прибайкалья колеблются от 0,5 до 5 мае. %, но в габброидах массива р. Б. Быстрая 136 достигают 6,3 мас. % (Приложения 4, 5). Габброиды массивов Комарского и р. Талая характеризуются наиболее низкими содержаниями ТЮ2 по сравнению с габброидами других массивов Южного Прибайкалья (Приложение 5). В габброидах Арсентьевского массива концентрации ТЮ2 варьируют от 0,24 до 6,21 мае. % (Приложение 9). В породах Малоосиновского массива отмечаются два пика без разрыва сплошности гистограммы. Первый пик: 20 % составляют породы с содержанием Ті02 1,6-1,8 мас. %, второй пик: 38 % пород с содержанием ТЮ22,44-3,72 мас. % (рис. 4.17). В Арсентьевском массиве преобладают габброиды с содержанием ТЮ2- 3,25-4,5 мае. % (рис. 4.18). Рудные габброиды (ТЮ2 более 3 мае. %) составляют 50 % пород Малоосиновского и 74 % пород Арсентьевского массивов (см. рис. 4.17, 4.18). Концентрации V в породах Малоосиновского и Арсентьевского массивов изменяются от 85-780 и 50-630 ррт, соответственно (Приложения 10, 12).
Безрудные габброиды всех рассматриваемых массивов по соотношению содержаний V и Ті02 (рис. 4.19) образуют тренд с прямой корреляционной зависимостью. В рудных габброидах такая зависимость не наблюдается. На диаграмме соотношения Ti/V и V (рис. 4.20) рудные габброиды, в которых ильменит количественно преобладает над магнетитом, а содержание ТЮ2 более 3 мае. %, образуют обособленное поле.
На графике соотношения ТЮ2 и Крс (рис. 4.21) среди пород Малоосиновского массива выделяются две группы. Первая характеризуется большим разбросом значений Крс (0,2-0,5) при незначительном увеличении концентраций ТЮ2 (0,4-2 мас. %) (низкотитанистые породы). Вторая представлена породами, где при постоянных значениях Кре (0,55-0,76), происходит существенное увеличение содержания ТЮ2 (2-5 мас. %). В эту группу пород попадают рудные габброиды (ТіОг более 3 мае. %), в которых ильменит количественно преобладает над магнетитом, и габброиды (ТЮ2 от 2 до 3 мае. %), в которых примерно равное количество магнетита и ильменита.
Хром в процессе эволюции базальтовой магмы, благодаря строению внешней электронной оболочки, входит в наиболее ранние, высокотемпературные кристаллические фазы, главным образом, в окисно-рудные минералы, накапливается в ранних дифференциатах. Остаточные расплавы обедняются Сг, и в породах поздних этапов кристаллизации фиксируются минимальные количества элемента. Определенную роль в концентрировании Сг в ранних минералах играет и то, что начальные этапы становления интрузии характеризуются более высоким давлением кислорода по сравнению с конечным. Это способствует вхождению Fe в решетку ранних титаномагнетитов и, ве-роятно, также Сг , изоморфно замещающего Fe и не требующего компенсационной замены других элементов (Нестеренко, Альмухамедов, 1973; Ферсман, 1937).
Содержание Сг в породах перидотит-габброноритовой серии Малоосиновского массива варьирует в широком диапазоне (10-2000 ррт) (Приложение 10), уменьшаясь в направлении от ранних ультраосновных дифферен-циатов к поздним рудным габброидам.
В габброидах Южного Прибайкалья хром положительно коррелирует с MgO (рис. 4.24) и Ni и отрицательно - с ТЮ2 (рис. 4.25), V и железом (рис. 4.23), что типично для поведения этого элемента при дифференциации основной магмы. Исключение составляют только габброиды Комарского массива и массива р. Талая, где нет обратной зависимости между концентрациями Сг и железа (см. рис. 4.23); Сг и ТЮг (см. рис. 4.25).
