Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Главные периоды геологического изучения и современные представления о геологии Западного Беломорья 10
Глава 2. Геологическое строение Подужемскои структурной зоны и Кемского массива 26
Глава 3. Изотопно-геохимическое датирование пород Кемского массива 76
Глава 4. Пстрогеохимичсские особенности пород Кемского массива и его аналогов 83
Глава 5. Моделирование петрологических условий формирования Кемского массива 140
Глава 6. Рудоносность и металлогенические особенности Кемского массива 165
Заключение 184
Список литературы
- Главные периоды геологического изучения и современные представления о геологии Западного Беломорья
- Геологическое строение Подужемскои структурной зоны и Кемского массива
- Пстрогеохимичсские особенности пород Кемского массива и его аналогов
- Рудоносность и металлогенические особенности Кемского массива
Введение к работе
Актуальность темы
Дифференцированные ультрабазит-базитовые интрузивные комплексы развиты во всех докембрийских щитах мира: на Канадском щите (провинция Сьюпериор), в Гренландии (комплексы Скаергаард, Фисскансент), на Балтийском, Алданском и Анабарском щитах. С большинством этих интрузий связаны магматогенные месторождения железа, титана, хрома, меди, никеля и сопутствующих им элементов платиновой группы (ЭПГ), а также золота.
Исследование интрузивных комплексов этого типа, помимо практического значения, представляет большой научный интерес. Это обусловлено тем, что проявления докембрийского интрузивного основного-ультраосновного магматизма охватывают огромный временной интервал - от раннего архея по рифей включительно, что позволяет на основе геолого-петрологических реконструкций проследить эволюцию состава мантии, начиная с первых этапов геологической истории Земли. Изучение расслоенных комплексов основного состава помогает раскрыть сущность процессов магматической дифференциации вещества и оценить их роль в рудообразовании. Важно также и то обстоятельство, что интрузивные базитовые комплексы являются реперными образованиями при разделении разновозрастных и разнотипных тектоно-магматических циклов, в связи с чем результаты их петролого-геохимической типизации используются при геологическом картировании и выборе направления поисков оруденения.
Цель работы
Реконструкция геологического строения, условий образования и генетических особенностей базит-ультрабазитов Подужемской структурной зоны (ПСЗ) и связанного с ними оруденения.
Задачи работы
изучение геологического строения и структурной позиции базитовых интрузий ПСЗ;
анализ условий метаморфизма и его роли в преобразовании пород и руд;
определение главных петролого-геохимических параметров и формационной принадлежности базитовых интрузий ПСЗ;
определение возрастного интервала формирования интрузий;
изучение титано-магнетитового и сопутствующего оруденения, создание модели образования и преобразования руд.
Фактический материал
В основу работы положен материал, собранный автором в ходе полевых работ 2002-2008гг. в пределах ПСЗ Беломорского подвижного пояса (БПП). Полевые исследования включали детальное геологическое картирование и геохимическое опробование участков с телами интрузий базитов ПСЗ. В процессе камеральных исследований изучено более 300 шлифов и 30 аншлифов, выполнено более 150 микрозондовых анализов породообразующих и рудных минералов. Использованы 103 оригинальных силикатных анализа, 140 определений (в т.ч. REE) методами РФА и ICP-MS, 11 определений серы (в рудных образцах), 20 определений благородных металлов (Au, Pt, Pd) методом ICP-AES, 25 определений главных и редких элементов методом LA-ICP-MS в
рудных минералах. Проведено датирование: шести проб Sm-Nd методом по валу породы и плагиоклазу, в десяти точках локальным U-Pb методом по цирконам из метабазитов ПСЗ (SHRIMP-II). Определены содержания REE и редких элементов в цирконах на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (ЯФ ФТИАН). Аналитические исследования проводились в лабораториях ВСЕГЕИ и ИГ КарНЦ РАН. Кроме оригинальных аналитических данных, в работе были использованы материалы и данные сотрудников ИГ КарНЦ РАН - B.C. Степанова, А.В. Степановой, А.И. Слабунова, а также литературные данные из отечественных и зарубежных источников. Научная новизна
По отдельным фрагментам произведена реконструкция строения ранее неизученного Кемского дифференцированного массива габбро-анортозитов.
Установлен архейский возраст образования Кемского массива (КМ) и протерозойский возраст его метаморфических преобразований.
Обоснован формационный тип массива как аналога расслоенных интрузивных архейских комплексов докембрийских щитов.
Определен возможный состав изначального расплава, тип магмы и термодинамические условия формирования КМ.
5. Выявлено и изучено Fe-Ti-V оруденение массива, а также сопровождающее его
повышенное содержание Аи и намечены критерии рудоносности.
Практическая значимость
1. Впервые обоснован архейский возраст КМ, что может быть использовано при
региональных работах.
Полученные данные целесообразно применять при определении поисковых перспектив на Fe-Ti-V и Au-ЭПГ оруденение базит-ультрабазитовых комплексов БПП, при построении модели эволюции БПП на ранних этапах развития, формационной типизации базит-ультрабазитовых интрузий.
Новые изотопно-геохимические данные являются реперными для геологии региона и позволяют уточнить некоторые аспекты архейской эволюции БПП.
Объем и структура работы
Главные периоды геологического изучения и современные представления о геологии Западного Беломорья
В период с 1980 г. и по настоящее время было выплнено большое количество работ па детальных участках для расшифровки структуры БПП (работы М.Е. Салье и др. в (Геология п..., 1985)), в интерпретации стали широко применятьтся изотопно-геохимические методы. Специальные работы были посвящены метасоматлгам Беломорского пояса (Глебовпщшй, Бушмин, 1983) и метаморфизму (Володичев, 1990). Поскольку БПП является полихроннным л полигенным образованием, он может рассматриваться как эталон проявлений этих процессов в разных геологических и физико-химических условиях раннего докембрия.
Несмотря на сходство принципиальных позиций в понимании геологии региона, в настоящее время существуют две несколько отличные точки зрения па исюрию развития БПП, іак, например, предлагается подразделение истории геологического развития БПП на 4 (Запад России..., 2005) - 6 этапов развития (Объяснительная записка..., 2001).
В частности, выделяются четыре этапа эндогенной активности: лоппйский с максимумом в 2,75-2,6 млрд, лет, раннекарельекпй - 2,15-2,0 млрд лет, позднекарельский -1.80 млрд лет, рифейский - 1 и 0,6 млрд лет.
Этап становления ранней коры характеризуется заложением двух главных структурных элементов ранней стадии развития земной коры -гранулит-гнейсовых и тоналнт-трондьемпт-гнейсовых (ТТГ) областей. Для них характерен площадной, региональный метаморфизм, происходивший в условиях гранулитовой или высокотемпературной амфиболптовой фации низких давлений, который завершается интенсивной гранитизацией пород (Запад России..., 2005).
Строение іранулит-гнейсовьіх областей характеризуется наличием изометрических, округлых или овальных складчатых систем, размером 100— 400 км в поперечнике Они осложнены разнопорядковыми, нередко изоклинальными складками. В центре овалов часто находятся крупные массивы граиптоидов. В пределах ТТГ-областеп, которые занимают значительно меньшую площадь, нередко встречаются реликты интенсивно мпгматпзироваипых гнейсов, амфиболитов и грапулитов.
Далее происходит развитие в пределах ТТГ-областей зеленокаменных структур (ГЗО), которые группируются в пояса (ЗКП). На Балтийском щите установлены две генерации зеленокаменных структур - ранняя и поздняя. Ранняя генерация зеленокаменных структур изучена недостаточно полно, к ней относится древнейшая 2843±39 Sm-Nd, WR (Puchtel ct al.„ 1997)-«волоцкая толща», представленная переслаиванием метакомагиигов и коматпитовых базальтов. Далее последовал этап растяжения земной коры с формированием второй генерации зеленокаменных с і рук тур, начавшийся с заложения систем разломов и узких протяженных прпразломных впадин (Запад России..., 2005). Поступавшие по ослабленным зонам толеитовые и коматипто-базальтовые магмы известны в ЗКП граничащих с БПП (Псбозерский ЗКП).
Эти два этапа завершаются диастрофизмом с главной фазой складчатости и региональным метаморфизмом. После периода дпасгрофпзма рассматриваемая территория превратилась в крагонпзированпую область, в которой процессы регионального граплтообразоваппя, складчатости и метаморфизма завершились около 2600 млн лет. (Объяснительная записка..., 2001). Беломорский складчатый пояс, сформировавшийся в позднем архес, отличается высокобарическим метаморфизмом, развитием чешуйчатых надвигов по плоскостям систем изоклинальных складок. Ширина пограничной зоны БПП с Карельской ГЗО составляет не менее 20-30 км. Время проявления коллизии укладывается в 20-30 млн лет с пиком термальных процессов и плутонизма в 2700 ± 20 млн лет (Запад России..., 2005).
Начиная с карельского этапа, территория развивается как кратонизированная область. Для блоков с гранулнто-гнейсовым лоппйским субстратом при раннекарельской активизации основным являлся процесс сиализацпп верхней коры, сопровождаемы! ] базпфпкацисіі её низов. В этот этап внедряются сумийские интрузии базитов в Карельском Беломорье. На завершающих стадиях метаморфизма и гранитизации формируются гранитные (слюдоносные) пегматиты, размещение которых контролируется зонами разломов. Условия регионального метаморфизма в протерозое Беломорья достигают амфиболитовой фации (Объяснительная записка..., 2001).
Несколько иная точка зрения, теоретически базирующаяся на концепции тектоники плит, получила широкое распространение с начала с)0-х годов XX века. Начиная с этого времени, делаются попытки геодипамических реконструкций (Глебовицкий, 1993-1998, Слабунов, 1998). Геологическое развитие региона рассматривается в рамках модели двухстадийного формирования Беломорского пояса в результате субдукциопных и коллизионных процессов. В последние десятилетня были установлены реликты архейских офполптовых комплексов, палеокоматииты, и благородномсталльная минерализация некоторых из комплексов (Свстов, 2005; Слабунов, 2005; Степанов, 2001).
Геологическое строение Подужемскои структурной зоны и Кемского массива
В Подужемской зоне располагаются разрывные нарушения I группы, субпараллельно ориентированные по аз. 35-55 СВ градусов при протяженности до 50 километров - от оз. Рокково на СВ до острова Камострова (Белое море) (Степанов, 1966).
С северо- запада она ограничивается региональным разломом, протягивающимся от оз. Рокково до устья р. Летней при простирании 50-60 градусов. От оз. Рокково разлом прослеживается в район безымянного озера, севернее оз. Б.Кривое. Па этом участке разлом трассируется по узкой долине. в которой наблюдаются бластомилониты развитые по охтинским гнейсам. Далее, наблюдается срезание восточной части Половпнкпнскоп структуры, с развитием бластомилонитов по охтинским гнейсам. В долине р. Урам зона разлома харакіеризуетея сокращением мощности биотптовых гнейсов и отсутствием амфиболитов. Наличие на данном участке пегматитовых жил и линейных аномалий магнитного поля так же является доказательством тектонического нарушения.
СВ часть разлома изучена хуже, севернее р. Ксмь по геологической карте видно несогласие структур. Далее, на СВ разломом срезается крыло Курьякской антиклинали («3» на рис.2.5) и часть Нпжнскурьякской синклинали.
Разлом, ограничивающий ПЗР с юго-востока прослеживается от оз. Б.Кривое до островов Студепцы (Белое море). В этом районе разлом картируется по срезанию Олонгской антиклинали. Далее, вплоть до р.Кемь (16 км) разлом фиксируется по наличию в амфиболитах и амфибол -плагиоклазовых сланцах бластомилонитов (метапсевдотахилитов), а так же по развитию интенсивной гранитизации в гнейсах. Севернее р.Кемь разлом фиксируется по срезанию Коргаручсйской синклинали («5» на рис. 2.5). В магнитном поле разлом выражается вытянутыми положительными аномалиями с большими градиентами в полях развития мпкроклиновых мигматит-гранитов.
Внутреннее строение регионального разлома обусловлено сущесґвоваиием кулис эшелонированных трещин, разбивающих полосу пород на ламелеооразиыс блоки с углами 5-6 градусов. Эта особенность позволяет предположительно ишерпретировать разлом как правый СВ сдвиг (Шахтыро, 1987). Оперяющие разломы имеют довольно крутое падение - об этом говорят углы падения гпепсовидностп и осевые плоскости складок. Стоит отметить особенность, выражающуюся в том, что когда разрывные нарушения проходят по породам Хетоламбинского тектонического покрова они фиксируется синклинальными структурами с углами падения крыльев (иногда срезанными) 70-90 градусов.
Принимая во внимание геофизические данные, а так же геологические факты, такие как магмашзм базт - улырабазптового и кислого сосіава можно сказать, что Подужсмская зона разломов является сквозькоровои, с временем ее образования 2690-2620 Ма (Минц, 2002., Миллер, 1995).
Рассмотренное в большинстве современных источников (Володичев, 1990., Миллер, 1997 и др.) покровпо-складчаїая модель строения БПП наиболее точно описывает реальные соотношения. Одним из ключевых вопросов эволюции фрагментов Кемского массива (КМ) является его структурно- тектоническое положение.
Исследованная площадь может быть разделена на по структурным особенностям на 2 части. Структура первой части представлена тектоническими фрагментами не подверженным влиянию Подужемской зоны разломов и представлена смятыми в складки породами хетоламбипского покрова, осложненными куполообразными структурами, сопряженными с локальными областями гранитизации.
Вторая часть представлена линейной Подужемской зоной разломов СВ простирания. В данной области наиболее интенсивно проявлены процессы складкообразования и приразломпой гранитизации. Относительно первой зоны, являющейся матриксом, вторая является наложенной на все породные комплексы и, соответственно, наиболее молодой.
Рассмотрим общую последовательность деформаций, применительно к размещению базит- ультрабазитовых тел.
В течение всего периода развития КМ важным является выделение и индицирование этапов деформаций, наложенных на породы. В работе О.И. Володичева (1990) полагается наличие 3 этапов деформаций:
Добеломорский ( 2800Ма), представленный локальными зонами различных направлений в реликтовых участках.
Беломорский (2800-1800 Ма), Подразделяемый, в свою очередь на F2-1 (дискретные зоны СЗ направления). F2-2 (зоны складчатости с СВ ориентировкой осевых поверхностей), F2-3 (дискретные зоны субшнротного направления) и F2-4 (СЗ-СВ- субмеридпональные зоны).
Сфекофсннский (1800-1700 Ма) выраженный СЗ и СВ -субмеридиональными приразломнымп зонами.
Необходимо отметить что в пределах БГІП развиты и более поздние -каледонские и четвертичные деформации хрупкого типа (Чувардипский, 2001), как правило наложенные на уже сформированные зоны.
При изучении фрагментов КМ автором была сделана попытка выделить на основе метода аналогий деформационные циклы и «привязать» к ним базит-ультрабазитовые тела ПСЗ. При проведении изучении пород КМ была составлена геолого-структурная схема характеризующаяся такими особенностями:
Общий структурный план площади характеризуется субмеридиональным (С-СВ) простиранием пород, осложненную складками, граннтизлровапньши куполами и наложенной на них системой разломов СВ простирания (Подужемская зона разломов).
В центральной части исследованного района породы залегают в виде лежачей синклпнороподобной складки на крыльях которой располагаются б удиниро ванные тела КЛГН, образуя изогнутую цепочку. Контакты тел нередко тектонизированны и амфпболпзорованы. В центральной и призамковой части складки интенсивно проявлена гранитизации, вплоть до образования мпкроклиповых гранитов в центральных частях куполов. В этих областях породы имеют субвертикалыюе, разнонаправленное залегание и интенсивно деформированы.
К С-СЗ наблюдается смыкание субширотпо залегающих толщ (с 3) и пород зоны разломов. Именно эта зона сочленения максимально насыщена фрагментами КМ. Эти структурные соотношения стали определяющими при выявлении и оконтуривании тел габбро-анортозтптов КМ. В С части площади, по мере приближения к зоне СВ разломов увеличивается интенсивность гранитизации, фрагменты КМ наиболее сильно изменены и деформированы наложенными изоклинальными складками. 3 и СЗ части площади характеризуется липейно-вытяпнутым рисунком фрагментов КМ, прослежнваясь далее на СВ.
Пстрогеохимичсские особенности пород Кемского массива и его аналогов
Остаточные содержания Si02 и FeO (после расчета на магнетит) используются на следующей стадии расчетов.
На втором этапе расчетов из остаточных содержаний Si02, FeO и MgO рассчитывались оливин (в виде фаялита и форстерита) и пироксен (в виде эпстатша и феросиллита) методом оптимизированных наименьших квадратов.
Сравнивая методы CIPW и оптимальный метод пересчета, примененные для метаморфизованных пород комплекса габбро- анортозитов можно отметить следующие особенности:
Наиболее полно объясняет соотношения и количество минералов в породе оптимальный метод пересчета, массовые суммы для него оцениваются в 95-105%, т.е. погрешностью в ±5%. Для метода CJPW суммы составляют 53-97%, а для рудных образцов 25%, следовательно, задавая погрешность в 5%), мы видим, что только 5%о (!) проб удовлетворяют этому требованию.
Для апатита и полевых шпатов количественные соотношения (как и № плагиоклаза) совпадают, поскольку используются идентичные методы их расчета.
В методе C1PW часть минералов не имеют логического объяснения для рассчитываемых пород, например лейцит (Lc), нефелин (Ne), калиофплит (Кр) (в таблице не указаны) не имеющие генетического объяснения рассчитаны только в рудных породах, что связано только с относительными соотношениями между IC-Na и Fe-Mg-Ca, а так же степенью окисленности железа. На вопрос присутствия нефелин- нормативных пород указывалось ранее (Степанов, 1981), применительно к комплексу амфиболитов, с учетом вышеприведенных особенностей присутствия Ne, Lc, 1Ср можно предполагать их индикаторную роль для пород с окисным оруденением. Расчетный корунд (Cor) характерен для высокоглиноземистых пород- анортозитов, в реальных породах он отсутствует.
Породы рассчитанные методом C1PW содержат до 22% нормативного кварца (Qv), при среднем его содержании около 8%, что не соответствует действительности. По результатам подсчета в шлифах максимальное количество кварца составляет не более 4-5% и носит спорадический характер, учитывая его явную вторичную природу в базисный набор минералов для оптимального метода он не входил. Объяснение постоянного присутствия в породах нормативного кварца было рассмотрено ранее (Петрова и др., 1976) и связано с соотношением окисного и закисного железа в породах. При пересчете анализов с высоким отношением окисного к закисному железу большая часть закисного железа (FeO) связывается в нормативные ильменит и магнетит, а избыток окисного (Fe203)- гематит, при этом высвобождается кремнезем, который в случае слабоокпелеппных пород связывался в гипсрстснс. Там же (Петрова и др.. 1976) показано, что пеучет коэффициента окисленности (Fe203/FeO+Fe203) влечет за собой неправильную генентическую классификацию пород, например при изменении f от 0.2 до 0.8 щелочные базальты переходят в оливиновые толеиты, а оливиновые толеиты- в пересыщенные Qv толеиты.
Таким образом, не рекомендуется использовать метод CIPW для пересчета высокожелезистых пород (с высокой степенью окисленности железа), особенно при больших вариациях железистостп. Содержания ппроксснов, рассчитываемых в C1PW как диопсид и гиперстен, занижены, по сравнению с оптимальным методом пересчета в 1.5-3 раза (Рис.4.8А), а оливина (Fo+Fa) в 3-Ю раз, а наличие его в анортозитах указывает на некорректность схемы пересчета. В пользу второго метода пересчета говорит сооївеїствие рассчіпашюго состава нпроксенов с известными литературными данными (Щербакова, 1988) и данными микрозопдового анализа реликтовых зерен, которые соотве їству ют ряду энстатит-пижонит-авгит-диопсид. Исходя из субпзохпмического характера метаморфизма и предполагая, что весь пироксен преобразован в амфибол подтверждается прямая корреляция между рассчитанным количеством нормативного пироксена и подсчитанного в шлифах амфиболом. На Рис.4.8С представлен график соответствия содержаний расчетного пироксена и амфибола, подсчитанного в шлифах. Процесс гранулитовой амфиболизации пироксен - содержащих пород описьівасіся реакцией
Ilyp+Cpx+Pl+H20=Hbl+Qv (Король, 2007), которая позволяет построить теоретические границы соотвеїствия пироксена и амфибола, для парагенезиса с известным номером плагиоклаза. Из графика следует, что для безгранаговых пород количество пересчиїапного пироксена соответствуеі наблюдаемому в шлифах количеству амфибола, а в гранат- содержащих породах - завышено из-за того чю, не учитывались минеральные реакции с образованием граната.
Пересчет на модальный ильменит даже для слаборудных пород (пунктирный тренд на Рис. 4.8В) показывает занижение в 3-5 раз для пересчета C1PW, в рудных породах (сплошной тренд на Рис. 4.8В) - метод CIPW не может использоваться даже для приближенной оценки, так как зависимость нелинейная, вследствие влияния фактора окислеппости железа (см. выше) и распределении Ті при пересчете в рутил и сфен.
Рудоносность и металлогенические особенности Кемского массива
Давление при кристаллизации пород было рассчитано по регрессионным уравнениям (8) и (9), методика построения которых аналогична регрессиям для чемперагуры. Значения, полученные по (8) выше аналогичных по (9) на 4-9 кВ, но для средневзвешенного состава Кемского массива диапазон в -6-12 кВ, при среднем в 9 кВ является достаточно реалистичной оценкой. Давление при кристаллизации аналогичных комплексов оценивается в 6-15кВ (Шарков, 1984) и поскольку среди кумулятивных фаз не установлен авгит полученная оценка давления в 9кВ может быть принята в качестве первого приближения.
Таким образом, расчёты по различным минералогическим термометрам и уравнениям регрессии показывают удовлетворительную сходимость результатов в интервале от 1200 до 1300С. На основании этих данных величины в пределах данного интервала можно принять в качестве оценки диапазона температур начальных стадий кристаллизации расплава КМ. Давление при кристаллизации было рассчитано по регрессионным уравнениям, методика построения которых аналогична регрессиям для температуры. Значения, давления, полученные для средневзвешенного состава Кемскою масеттва, соответствуют 9 кбар, что не противоречит литературным данным по кристаллизации габбро-апортозитов, аналогичных по составу породам КМ {Шарков, 1984).
Рассчитанный средневзвешенный состав КМ соответствует высокожелезпетому базальту, аналоги которых известны на Луне (Lunar sample..., 1977., Meyer, 2006) и в зонах СОХ (Coogan, 2001, Iyer ye al, 1999). Данные Sm-Nd систематики для разностей пород КМ свидетельствует об отсутствии коровой контаминации (Nd28oo=l 3.6). В современной литературе отсутствуют результаты экспериментальных работ с высожелезистыми базальтами, поэтому было применено численное моделирование в программе «КОМАГМАТ 3.59» {Арискии, Бармииа, 2000), которое позволило построить РТ- диаграмму «ликвидус-солидус» для соотношения расплава и сосуществующих минералов. Как видно из Рис. 5.2, смоделированная диаграмма хорошо согласуется с Р-Т параметрами, полученными по реликтовым ассоциациям минералов.
Геотермометры, основанные на уравнениях равновесия минерал-расплав, позволяют оценивать температуры с точностью 10-15С и широко используются в магматической петрологии. Они используют эмпирические температурные зависимости, характеризующие равновесное распределение компонентов между минералами и расплавом в условиях заданного давления и температуры. Эти геотермометры представляют линейные уравнения регрессии: — .мольный коэффициент распределения г - то компонента, расплава у.гдцу] — минералах и силикатной жидкостью. А, н Б, — регрессионные коэффициенты
Такие выражения были получены для оливина (01), плагиоклаза (Р1), авгита (Aug), пижонита (Pig), ортопироксена (Орх), титаномагнетита (Mt) и ильменита как результат обработки огромного массива экспериментальных данных в системах основного и среднего состава (Арискин, Френкель, 1982, Drake, 1976 и др).
Автор использовал программный пакет «КОМАГМАТ 3.59» (Арискип, Бармина, 2000) в котором реализованы термометры минерал- расплав и использованный далее метод геохимической термометрии. Данный пакет оренстировап на моделирование кристаллизации магм базальтового и андезит- базальтового состава и показал универсальность при моделироваппті таких объектов как интрузии Ссдберп, Скаергаард, Дулут и др. Сравнение псевдоликвидусных температур потенциально возможных твердых фаз (Табл. 5.3) позволяет выбрать минерал, который должен кристаллизоваться
Для приближенной оценки котектических ассоциаций минералов необходимо найти по крайней мере пару минералов псевдоликвидусные температуры которых близки. Различия между ними определяются точностью построения использованных геотермомегров «минерал-расплав» которая составляет 10-20С (Арискиы, Бармина, 2000). Анализируя данные (Таблица 5.3) можно сказать, что котектические ассоциации возможны для проб «76kl» (разница 23С) -01-Орх и «079k» (разница 20-24С) - Mgt-Ol-Орх. Достаточно очевидно, что в большинстве случаев именно плагиоклаз является ликвидусной фазой, что находит подтверждение в широком развитии плагиоклазеодержащих пород в пределах Кемского массива. Реже таковым являются магнетит и оливин, накопление первого вероятно следует связывать с явлениями ликвации, типичных для расслоенных комплексов, а оливин- содержащие разности пород (в т.ч. в ассоциации с магнетитом) менее распространены вследствие достаточно низкой магнезпалыюсти пород (MgO 6%). В аналогичных массивах, например в Палоярвинском (Травяногубском) (Степанов, 2001) оливин- содержащие кумулагы имеют существенно подчиненную роль, что вполне согласуется с приведенными данными.
Используя минералы определенные на ликвидусе возможно оценить валовый состав кристаллизующийся ассоциации, рассчитывая составы этих минералов и пропорции их кристаллизации. Численные схемы фракционирования, примененные в пакете «КОМАГМАТ 3.59» позволяет решить эту задачу совместно с моделированием траекторий фракционирования расплава (Арискин, Бармина, 2000).
