Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическая характеристика кузнецкого бассейна 12
1.1 Стратиграфия Кузнецкого бассейна 12
1.2 Магматизм Кузнецкого бассейна 23
1.3 Тектоника Кузнецкого бассейна 24
Глава 2. Сыркашевский комплекс 25
2.1 Геологическая изученность пород сыркашевского комплекса 26
2.2 Геологическая характеристика пород сыркашевского комплекса
2.3 Сыркашевский силл 31
Петрографическая характеристика пород Сыркашевского силла 32
Минералогическая характеристика пород Сыркашевского силла 34
2.4 Майзасский силл 40
Петрографическая характеристика пород Майзасского силла 41
Минералогическая характеристика пород Майзасского силла 42
2.5 Обсуждение результатов исследования пород сыркашевского комплекса 49
Глава 3. Салтымаковский комплекс 61
3.1 Геологическая изученность пород салтымаковского комплекса 61
3.2 Геологическая характеристика пород салтымаковского комплекса 63
Внутреннее строение магматических тел 70
К вопросу о названии пород салтымаковского комплекса 71
Гипабиссальные породы салтымаковского комплекса 72
3.3 Петрографическая и минералогическая характеристики пород салтымаковского комплекса 72
3.3.1 Петрографическая и минералогическая характеристики базальтов по р. Томь 73
3.3.2 Петрографическая и минералогическая характеристики андезибазальтов мальцевской свиты (Timl) по р. Томь на площади Салтымаковского хребта 77
3.3.3 Петрографическая и минералогическая характеристики андезибазальтов Караканского хребта 82
3.3.4 Петрографическая и минералогическая характеристики андезибазальтов Ажендаровского хребта 89
3.3.5 Петрографическая и минералогическая характеристики андезибазальтов у г. Сосновая по р. Томь 90
3.3.6 Петрографическая и минералогическая характеристики андезибазальтов яминской свиты (T jam) 92
3.3.7 Петрографическая и минералогическая характеристики субвулканических пород салтымаковского комплекса 99 3.4 Обсуждение результатов исследования пород салтымаковского комплекса 101
Глава 4. Петрохимическая и геохимическая характеристика вулканитов и гипабиссальных тел сыркашевского и салтымаковского комплексов 123
4.1 Петрохимическая характеристика пород гипабиссальных тел сыркашевского комплекса 123
4.2 Петрохимическая характеристика вулканитов и субвулканитов салтымаковского комплекса 126
4.3 Сравнительные особенности химического состава пород сыркашевского и салтымаковского комплексов 130
4.4 Геохимическая характеристика вулканитов и гипабиссальных тел сыркашевского и салтымаковского комплексов 132
4.5 Особенности происхождения пермотриасовых магматических пород Кузнецкого бассейна 134
Глава 5. Сравнение химического состава пермотриасовых магматических пород кузнецкого бассейна с одновозрастным магматизмом соседних районов 150
5.1 Сравнение пород салтымаковского и сыркашевского комплексов с породами новосибирского и томского ареалов КТСЗ 150
5.2 Сравнение пород салтымаковского и сыркашевского комплексов с пермотриасовыми породами Западно-Сибирского бассейна 154
5.3 Сравнение пород салтымаковского и сыркашевского комплексов с Сибирскими траппами Норильского района 157
Глава 6. Моделирование условий кристаллизации траппов кузбасса 163
6.1 Моделирование условий кристаллизации пород сыркашевского комплекса
6.2 Моделирование условий кристаллизации пород салтымаковского комплекса
Глава 7. Полезные ископаемые пород сыркашевского и салтымаковского комплексов 166
Приложение 1. Список задокументированных проб салтымаковского и сыркашевского комплексов 171
Заключение 176
Литература 177
- Магматизм Кузнецкого бассейна
- Минералогическая характеристика пород Сыркашевского силла
- Гипабиссальные породы салтымаковского комплекса
- Петрохимическая характеристика вулканитов и субвулканитов салтымаковского комплекса
Введение к работе
Актуальность исследований. Пермотриасовые магматические породы Кузнецкого бассейна изучали многие геологи (Ф.Н. Шахов, 1927; В.И. Яворский, 1934), в том числе и М.А. Усов (1937), который первым отнес эти породы к трапповой формации. Позднее В.А. Кутолин (1962ф, 1963, 1964) провел исследования геологии, петрографии и петрохимии траппов Кузбасса. Однако его работы по определению состава породообразующих минералов основаны лишь на детальных исследованиях их оптических свойств.
Возобновление интереса к изучению траппов Кузбасса произошло после появления статьи Н.Л. Добрецова (1997) о Сибирском пермотриасовом суперплюме, поскольку эти магматические породы стали рассматриваться как одно из следствий влияния этого суперплюма. В 1999 г. появилась статья Н.Н. Крука с соавторами по геохимии траппов Кузбасса, причем эти данные увязывались с оригинальной тектонической гипотезой происхождения Кузнецкого бассейна (Крук и др., 1999). Затем были опубликованы работы Г.С. Федосеева и др. (2005) и М.М. Буслова с соавторами (2010) по геологии, геохронологии, геохимии и геодинамике пермотриасового плюмового магматизма Кузбасса. К сожалению, в этих работах отсутствуют данные о составе породообразующих минералов, которые могли бы быть использованы для решения петрологических задач. Настоящая диссертационная работа направлена на детальное изучение состава минералов и петрохимических характеристик траппов Кузбасса с целью построения петрологической модели их формирования.
Объектом исследований являются эффузивные и гипабиссальные породы салтымаковского и сыркашевского комплексов Кузнецкого бассейна, которые относятся к проявлениям пермотриасовой трапповой провинции в южном складчатом обрамлении Сибирской платформы (Соболев и др., 2009; Буслов и др., 2010).
Цель работы - определение петрологических условий формирования траппов Кузбасса на основе детального изучения их минерального состава и петрохимии и сравнение траппов Кузбасса с одновозрастными магматическими породами Колывань-Томской складчатой зоны, Западно-Сибирской плиты и Норильского района Сибирской платформы по петрохимическим и геохимическим характеристикам. Для достижения этих целей решались следующие задачи:
1. Выяснение условий формирования пород сыркашевского и салтымаковского комплексов на основе изучения их петрографического, минерального, петрохимического и редкоземельного составов. 2. Использование данных об особенностях состава и возраста пород
сыркашевского и салтымаковского комплексов для выяснения их генетических взаимоотношений. 3. Оценка роли дифференциации расплава и ассимиляции вмещающих пород при формировании силлов сыркашевского комплекса. 4. Сравнение химического состава траппов Кузбасса с одновозрастными магматическими породами Колывань-Томской складчатой зоны, Западно-Сибирской плиты и Норильского района Сибирской платформы. 5. Оценка состава исходного для траппов Кузбасса мантийного субстрата на основании сопоставления петрохимических их особенностей с экспериментальными данными по плавлению эклогитов и пироксенитов при давлении 3-5 ГПа.
Фактический материал и методы исследований. В основу работы положен коллекционный каменный материал, полученный автором во время полевых работ 2004-2011 гг., а также данные предыдущих исследователей. Изучение разрезов Сыркашевского и Майзасского силлов осуществлялось по рекам Томь и Мрас-Су. Исследование вулканитов салтымаковского комплекса выполнялось: 1. в разрезе мальцевской, сосновской и яминской свит триаса по р. Томь в районе Салтымаковского хребта; 2. в скальных выходах у г. Сосновая по р. Томь; 3. в Елбакском карьере в Ажендаровском хребте; 4. в Караканском, Алексеевском (Планерном), Лиственничном, Нижнетыхтинском карьерах в Караканском хребте.
Использован широкий спектр геологических, аналитических и расчетных методов. Изучено 695 петрографических шлифов и полированных пластинок горных пород. Получено 380 микрозондовых анализов породообразующих и акцессорных минералов на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом «Camebax-micro» в ИГМ СО РАН (аналитики Л.Н. Поспелова, Е.Н. Нигматулина), и 120 определений составов рудных минералов на электронном микроскопе TESCAN MIRA 3 (аналитик М.В. Хлестов). Погрешность определения микрозондового анализа достигает 0,01 мае. % для Si, Ті, Al, Mg, Ca, К и 0,02 мас. % для Cr, Mn, Fe, Na. Выполнено 62 анализа валового состава пород методом РФА с использованием спектрометра ARL-9900-XP (Thermo Electron Corporation) в ИГМ СО РАН (аналитик Н.М. Глухова). Кроме этого произведено 20 определений FeO и ГегОз химическим методом в Институте геохимии СО РАН, г. Иркутск (аналитик Т.В. Ожогина). Проведено 8 определений ЭПГ методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на приборе Finnigan Element I (аналитик СВ. Палесский).
Петрохимическая характеристика траппов Кузбасса основывается, кроме того, на использовании дополнительных 144 химических анализов из работ В.А. Кутолина (1963), В.П. Болтухина и др. (1985ф), В.М. Буркова и др. (1976ф), В.В. Князева и В.П. Ладыгина (1980ф), В.И. Иванова (1993ф), М.М. Буслова и др. (2010).
Научная новизна. 1. Впервые детально изучен состав породообразующих и акцессорных минералов траппов Кузбасса с использованием современной аналитической аппаратуры.
-
На основе петрографических данных и модельных расчетов с использованием программы COMAGMAT 3.72 (Ariskin et al, 1993) установлен парагенезис кумулусных фаз при кристаллизации исходного расплава для траппов Кузбасса.
-
Впервые в траппах Кузбасса обнаружена рассеянная сульфидная вкрапленность, представленная пирротином, халькопиритом, кобальт-пентландитом, галенитом и сфалеритом. Определены содержания ЭПГ в вулканитах и гипабиссальных телах Кузнецкого бассейна.
Практическая значимость работы. Породы салтымаковского комплекса интенсивно разрабатываются для получения из них щебня. При этом образуется около 25 % щебеночных отсевов, которые сейчас почти не используются. В работе показано, что выявленный однородный минеральный и петрохимический состав пород делает пригодным для производства из щебеночных отсевов андезибазальтов петрозита - нового вида легких заполнителей бетонов. Автор, совместно с В.А. Кутолиным и В.А. Широких, разработал научные основы технологии производства таких заполнителей для легких бетонов из щебеночных отсевов пород салтымаковского комплекса (Кутолин и др., 2009ф). Полученный петрозит по насыпной плотности 500 кг/м и прочности при сдавливании в цилиндре 1,7 МПа соответствует керамзиту высшей категории качества.
Основные защищаемые положения
1. Породы салтымаковского и сыркашевского комплексов, относящиеся к трапповой формации, комагматичны. Химический состав зон закалки силлов сыркашевского комплекса аналогичен составу салтымаковских андезибазальтов, что согласуется с их близким Аг/Аг возрастом и одинаковыми геохимическими характеристиками. Различия в составах и содержаниях породообразующих минералов обусловлены кристаллизационной дифференциацией в силлах сыркашевского комплекса и сопровождавшими их формирование процессами ассимиляции вмещающих пород (песчаников и углей), что привело к увеличению содержания кварца и калишпата в этих породах, а также уменьшению фугитивности кислорода при их кристаллизации.
-
Траппы Кузбасса по сравнению с пермотриасовыми магматическими комплексами Колывань-Томской складчатой зоны, Худосейского и Уренгойского рифтов Западно-Сибирской плиты и базальтами Норильского района Сибирской платформы содержат меньше MgO, но обогащены SiC^, ТІО2, FeOtot, щелочами, Р2О5 и имеют больший коэффициент железистости Кф. По составу они соответствуют андезибазальтам, а по коэффициенту железистости Кф относятся к железистым андезибазальтам (Кф - 71-75) и ферроандезибазальтам (Кф -75-86).
-
Траппы Кузбасса характеризуются относительно низкой магнезиальностью при отсутствии признаков дифференциации расплавов. Они являются результатом частичного плавления мантийных коэситовых эклогитов или пересыщенных кремнеземом гранатовых клинопироксенитов. Согласно экспериментальным данным по плавлению коэситовых эклогитов и гранатовых клинопироксенитов при давлениях 3-5 ГПа, выплавки из таких пород имеют низкое содержание MgO и повышенное содержание БіОг, что хорошо согласуется с выявленными петрохимическими особенностями кузбасских траппов.
Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликована 1 статья в российском научном журнале, входящем в список ВАК, и 9 тезисов в сборниках российских и международных конференций.
Основные положения работы были представлены в виде устных и стендовых докладов на 5 международных и 4 российских конференциях. Среди них V Всероссийский симпозиум по вулканологии и палеовулканологии «Вулканизм и геодинамика» (Екатеринбург, 2011); XI Всероссийское петрографическое совещание «Магматизм и метаморфизм в истории Земли» (Екатеринбург, 2010); III Международная конференция «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения» (Екатеринбург, 2009); XI конференция «Проблемы минералогии, петрографии и металлогении» (Пермь, 2008); VIII, IX, XI, Международные симпозиумы «Проблемы геологии и освоения недр» (Томск, 2004, 2005, 2007); IV Международный симпозиум «Минералогические музеи» (Санкт-Петербург, 2005); II конференция «Геммология» (Томск, 2005).
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 7 глав и заключения. Объем работы составляет 185 страниц, она содержит 26 таблиц и 65 рисунков. Список литературы включает 101 наименований.
Магматизм Кузнецкого бассейна
Работа осуществлена в рамках НИР лаборатории петрологии и рудоносности магматических формаций Института геологии и минералогии СО РАН, при финансовой поддержке РФФИ грант № 12-05-00112, и грантов президента РФ № МК-4851.2011.5, НШ-65458.2010.5.
Благодарности. Автор выражает признательность своему научному руководителю д.г.-м.н. В.А. Кутолину. Выполнению работы способствовали консультации члена-корреспондента РАН Г.В. Полякова, докторов г.-м. наук А.Э. Изоха, О.М. Туркиной, Э.В. Сокол, М.П. Мазурова, кандидатов г.-м. наук Р.А. Шелепаева, Е.В. Бородиной В.В. Егоровой, В.М. Калугина, Г.А. Бабина, А.В. Вишневского, А.В. Лавренчука, Т.В. Светлицкой, В.А. Широких. Автор благодарен за сотрудничество и помощь кандидатам г.-м. наук Л.Н. Поспеловой, Е.Н. Нигматулиной. Особо хочется поблагодарить за помощь и поддержку кандидатов г.-м. наук Т.И. Полуэктову и К.Л. Новоселова (ТПУ).
Кузнецкий угольный бассейн (Кузбасс) расположен в северной части Алтае-Саянской складчатой области (АССО). Он ограничен с севера и запада палеозойскими структурами Колывань-Томской и Салаирской складчатых систем, с востока -позднекайнозойскими горными хребтами Кузнецкого Алатау, с юга - палеозойскими породами Горной Шории [Буслов и др., 2010].
Кузнецкий бассейн выполнен осадочными породами девонской, каменноугольной, пермской, триасовой, юрской, меловой и четвертичной систем (табл. 1.1).
Девонская система представлена всеми тремя отделами. Выход девонских отложений представлен узкой полосой, практически окаймляющий бассейн по периферии, сложенной вулканогенно-осадочными и терригенно-карбонатными толщами. Со среднедевонскими отложениями связано Барзасское месторождение липтобиолитов - наиболее древнее в регионе месторождение угля и горючих сланцев. Выше залегают неугленосные терригенно-карбонатные, преимущественно морские отложения, верхнего девона и нижнего карбона.
Период с серпуховского века среднего карбона по верхнюю пермь характеризуется накоплением мощных до( 8 км угленосных осадочных комплексов, которые представлены балахонской и кольчугинской сериями. Выходы угленосных свит пермокарбонового возраста расположены почти концентрически - от более древних по периферии (балахонская серия) к более молодым к центру бассейна (кольчугинская серия), образуя крупный синклинорий неправильной четырёхугольной формы. Угленосные отложения пермокарбона внутри синклинория в различной степени деформированы.
Породы триаса залегают без видимого несогласия на отложениях верхнего палеозоя. Они представлены безугольными вулканогенно-осадочными отложениями, лавами, силлами и дайками салтымаковского комплекса. Юрские образования венчают разрез продуктивных угольных отложений в районе. Они представлены континентальными фациями. Меловые отложения, образовавшиеся в эпоху формирования пенепленов и кор выветривания, характеризуются глинисто-песчанистыми фациями платформенного типа. Завершают разрез наиболее молодые четвертичные отложения, слагающие пойму и надпойменные террасы в долине р. Томь. Общая мощность накопленных в бассейне отложений составляет свыше 10 км [Угольная база России, 2003; Бабин и др., 2005ф].
Ранний карбон - пермь (Ci-P) В позднем девоне - раннем карбоне произошло установление континентального режима на всей территории АССО. Максимальная мощность этих отложений в наиболее полных разрезах, тяготеющих к приосевой и западной частям бассейна, составляет 7000 - 8000 м. Они разделены на несколько серий, которые являются крупными ритмами осадко- и угленакопления, выделяются на основе закономерностей изменения угленосности отложений в разрезе, и отражают основные этапы развития позднепалеозойской флоры и фауны. Более дробное расчленение проведено в опорных разрезах балахонской серии - по макролитологическим признакам, кольчугинской серии - по остаткам флоры, непродуктивных отложений - по флоре и неморским двустворкам. і Балахонская серия (Cj-Pibl) Серия образует седиментационный цикл мощностью до 2300 м. Она начинается с непродуктивной глинисто-песчаной острогской подсерии (Ci_20s), и завершается мощной песчано-глинистой толщей с многочисленными, тонкими и мощными угольными пластами нижнебалахонской (С2-3Ы1) и верхнебалахонской (Pibh) подсерии. Острогская подсерия (C1-2OS)
Подсерия имеет мощность 550 м, сложена песчаниками, алевролитами, аргиллитами, незначительным количеством гравелитов, конгломератов, тонких слоев углистых алевролитов и прослоев угля. Толща характеризуется почти полным отсутствием углей и углистых пород.
В стратотипе подсерия подразделяется на нижнюю евсеевскую свиту в объеме «нижних песчаников» и «мощных аргиллитов», и верхнюю - каезовскую свиту в объеме «строительных песчаников». Подсерия датируется серпуховским ярусом нижнего карбона и башкирским ярусом среднего карбона.
Минералогическая характеристика пород Сыркашевского силла
На основе минералого-петрографических особенностей пород рассматриваемых силлов установлены основные аспекты их петрогенезиса. Установлено, что Сыркашевский силл представлен кварцеодержащими монцогаббро и кварцеодержащими монцодиоритами, а Майзасский силл сложен кварцеодержащими монцодиоритами и кварцевыми монцодиоритами, то есть видно из особенностей петрографического состава пород, что Сыркашевский силл образовался из расплава с меньшим содержанием SiCb, чем Майзасский силл. Породы Сыркашевского и Майзасского силлов являются порциями одного расплава.
Вверх по разрезу Сыркашевского силла основность плагиоклаза уменьшается незначительно - от Лабрадора (АП55) до андезина (Arus), магнезиальность пироксена уменьшается от Mg# 66 до Mg# 49, при этом происходит изменение содержания ТіОг от 1,0-0,9 мае. % до 0,8-0,6 мае. %. Магнезиальность оливина варьирует с F029 до F015. Таким образом, наблюдается постепенное уменьшение основности плагиоклаза, увеличение железистости пироксена и оливина верх по разрезу.
Вверх по разрезу Майзасского силла магнезиальность пироксена варьирует от Епзі-32 до Епзб-38, при этом содержание ТіОг уменьшается от 1,0-0,8 мае. % до 0,7 мае. %, состав плагиоклаза варьирует от Ап52 до АП44, оливин встречается только в основании разреза
(F027-3l)- .
На основании данных по измерению состава минералов можно сделать вывод, что в породах сыркашевского комплекса наблюдается слабо проявленный процесс дифференциации.
Основность плагиоклаза Сыркашевского силла в скальном выходе по р. Томь закономерно уменьшается вверх по разрезу от АП55 до Ащз. Вкрапленники плагиоклаза Майзасского силла имеют обратную зональность в центре - А114544, краевая часть - Ari52-48 Микролиты плагиоклаза основной массы этого силла отвечают по составу лабрадору (Ans2-5o) Таким образом, обратная зональность вкрапленников плагиоклаза могла образоваться в результате смешение расплава.
Для плагиоклаза Сыркашевского и Майзасского силлов наибольшие содержания изоморфной примеси ТіОг встречаются в наиболее основном плагиоклазе (АП55, ТЮг - 0,17 мас. %), а наименьшие - в более кислом (Ащг, ТіОг - 0,01 мас. %) (рис. 2.14). Таким образом, во время кристаллизации плагиоклаза уже происходила кристаллизация ильменита.
Пироксен сыркашевского комплекса представлен авгитом. В этом минерале и для Сыркашевского, и Майзасского силлов отмечаются изоморфные примеси МпО (0,5-0,3 и 0,6-0,4 мае. %, соответственно), и на пределе обнаружения - СггОз (до 0,2 и 0,1 мае. %). Наибольшие содержания СггОз и наименьшие МпО в пироксене характеризуются для пород закалочной зоны Сыркашевского силла, что объясняется более высокими содержаниями этих элементов в расплаве [Deer et al., 1997].
Оливин из пород Сыркашевского и Майзасского силлов отвечает феррогортонолиту (Fo 15-29 и F02731, соответственно), а рассчитанный на основе равновесия между сосуществующим оливином и расплавом [Roeder, Emslie, 1970] для закалочных зон силлов состав на ликвидусе соответствует гиалосидериту (Fose) и гортонолиту (F043). Таким образом, в породах силлов присутствует неравновесный оливин, который не может кристаллизоваться из расплава, соответствующего составу пород, в котором он находится.
Для оливина Сыркашевского силла отмечаются изоморфные примеси СаО - 0,4-0,2 мае. %, МпО - 1,4-1,1 мае. %, для оливина Майзасского силла - СаО - 0,3-0,2 мае. %, МпО -1,1-1,0 мае. %. Для оливина характерны низкие содержания СггОз - до 0,02 мае. %.
Малые вариации содержаний СаО в оливине указывают на кристаллизацию в узком диапазоне давлений [Deer et al., 1997], а низкие содержания СаО свидетельствуют о гипабиссальных условиях образования. Между содержаниями FeO и МпО в оливине наблюдается положительная корреляция (R - 0,8) для сыркашевского и (R - 0,7) для майзасского силлов, что объясняется сходным поведением этих элементов в расплаве.
Биотит Сыркашевского и Майзасского силлов соответствует члену изоморфного ряда аннит—флогопит. В составе минерала обычно присутствуют изоморфные примеси NaO (0,6-0,5 и 0,5-0,3 мае. %) и МпО (0,2-0,1 и 0,2-0,1 мае. %, соответственно). В биотите обычно К замещается Na, a Fe - Мп. Высокие содержания ТіОг (2,9-4,3 мас. %) указывают на то, что данный биотит является высокотемпературным.
В породах силлов сыркашевского комплекса преобладает ильменит при незначительной роли магнетита, что свидетельствует о кристаллизации их в восстановительных условиях. Породы силлов имеют низкую магнитную восприимчивость и не дают магнитных аномалий. Выделяются две генерации ильменита. Первично магматический ильменит Сыркашевского и Майзасского силлов обладает призматическим обликом кристалла, и характеризуется низкими содержаниями МпО (0,8-3,7 и 0,7-1,5 мае. %). Постмагматический ильменит обладает пластинчатой формой и характеризуется более высокими содержаниями МпО (4,3-5,1 и 3,2-3,5 мае. %, соответственно). Полученные данные согласуются с составом ильменита траппов Сибирской платформы [Мазуров, Титов, 2007]. В наиболее раннем ильмените отмечается примесь MgO до 0,7 мае. %. Такие данные согласуются с составом ильменитов из траппов Сибирской платформы [Гора, 2003] и анортозитов Медведевского месторождения [Холодное и др., 2011]. Уменьшение MgO и увеличение МпО в ильмените при кристаллизации, видимо, объясняется особенностями кристаллизации расплава. Таким образом, установленные особенности химического состава ильменита указывают на образование его на разных этапах кристаллизации расплава в широком диапазоне температур и давлений.
Сульфидные минералы в породах Сыркашевского и Майзасского силлов представлены пирротином, халькопиритом, пиритом, кобальт-пентландитом, галенитом, сфалеритом.
Пирротин образует сферические глобулы в плагиоклазе, пироксене, ильмените, а также отмечается в виде ксеноморфных агрегатов в основной массе. Небольшие количества Ni (0,4 мас. %) в этом минерале характерны только для закалочной зоны Сыркашевского силла.
Халькопирит образует сферические глобулы в пирротине и в виде ксеноморфных агрегатов в основной массе. Пирит, как видно из петрографии, образуется в результате замещения пирротина на поздних стадиях гидротермального процесса при росте фугитивности серы. Кобальт-пентландит (Co,Ni,Fe)9S8 представлен в виде включений в пирротине. В этом минерале иногда отмечается примесь Ni (3 мас. %) в породах Майзасского силла. Галенит и сфалерит образуют каплевидные включения в пирротине.
Каплевидные выделения пирротина, халькопирита и кобальт-пентландита могут рассматриваться как результат ликвации сульфидного расплава от насыщенного серой силикатного расплава. По составу выделяются никель-, медь- и кобальтсодержащие пирротиновые фазы. При последующем охлаждении сульфидной фазы происходит распад с выделением халькопирита, кобальт-пентландита и пирротина. Никель в качестве примеси встречается в наиболее раннем пирротине закалочной зоны Сыркашевского силла, а также в кобальт-пентландите Майзасского силла. В результате постмагматических процессов часть сульфидов перераспределяется с образованием ксеноморфных зерен в основной массе.
Гипабиссальные породы салтымаковского комплекса
Клинопироксен в андезибазальтах представлен микролитами основной массы (рис. 3.11 Б) и, значительно реже - вкрапленниками. Вкрапленники пироксена встречаются в основании разреза Караканского хребта. Они представлены единичными таблитчатыми субидиоморфными кристаллами размером 0,7 0,7 мм (рис. 3.13Б). Структура гломеропорфировая, при этом клинопироксен образует срастания с фенокристами плагиоклаза. Клинопироксен зональный, внешняя кайма содержит включения вулканического стекла. По составу клинопироксен отвечает авгиту En47-45Fs12.20W042.35, Mg# - 82-63 (рис. 3.21). Вкрапленники пироксена содержат примеси ТІО2 - 0,6-0,5 мае. %, А1203 - 3,0-1,2 мае. %, Na20 - 0,4-0,3 мас. % (обр. В-2-08, табл. 3.3) (рис. 3.25).
Клинопироксен в андезибазальтах встречается в виде микролитов основной массы размером 0,01-0,05 мм (рис. 3.11 Б), а в более раскристаллизованных породах центральных частей потоков - в виде изометричных и короткопризматических кристаллов размером от 0,2 мм до 0,4 мм, редко до 1 мм (рис. 3.11 Г). По химическому составу мелкие и крупные кристаллы пироксена не отличаются и соответствуют авгиту: En42-45Fs25.22W033.34 и Ещг-45Fsi9-2iWo38-33, Mg# - 71-63 (обр. В-7-08, табл. 3.3). Микролиты пироксена имеют примесь ТЮг - 1,2-0,5 мае. %, AI2O3 - 1,9-1,0 мае. %, ЫагО - 0,3-0,2 мае. %, и отличаются от интрателлурических вкрапленников более низкими содержаниями глинозема. Зерна клинопироксена обычно не затронуты процессами вторичных изменений, лишь отдельные индивиды в андезибазальтах нижнего тела замещаются игольчатыми агрегатами актинолита и кальцитом.
Вариации состава оливина (Fo), плагиоклаза (An) и пироксена (Mg#, ТЮ2 в Рх) андезибазальтов по разрезу Караканского карьера (мол. %). Примечание: 1L ч - андезибазальты, I I - песчаники. Рис. 3.13. Вкрапленники клинопироксена в андезибазальтах. А - базальты (обр. N-85-08), николи X. Б - андезибазальты (обр. В-02-08), николи X. Титаномагнетит в андезибазальтах нижнего тела составляет 1-3 % от объема породы и представлен в виде мелких изометричных зерен размером 0,005 мм, реже гнезд размером до 0,1 мм. В более раскристаллизованных андезибазальтах титаномагнетит образует таблитчатые зерна размером 0,05-0,2 мм (рис. 3.11В). По составу отвечает магнетит-ульвошпинелевому твердому раствору (обр. В-7-08, табл. 3.4).
Ильменит встречается в центральных частях потоков в количестве не более 0-3 % в виде пластинчатых кристаллов длиной 0,1-0,2 мм (рис. 3.11В; обр. В-7-08, табл. 3.4).
Сульфиды встречаются в центральных частях андезибазальтовых покровов, образуют каплевидные выделения размером 0,005 мм, по составу, видимо, представлены пирротином (рис. 3.11В).
Вулканическое стекло составляет 30-60 % от объема породы, частично девитрофицированно. Занимает промежутки между лейстами плагиоклаза и кристаллами клинопироксена.
Дополнительно акцессорные минералы были получены при дроблении двух проб-протолочек пород весом 2 кг. Дробление протолочек, в отличие от принятой схемы механического измельчения, проводилось вручную в стальной ступе во избежание загрязнения проб. В составе акцессорных минералов из этих проб установлены магнетит, титаномагнетит, ильменит и самородное железо.
Магнетит образует глобулы, которые нацело сложены магнетитом, нередко в центральной части сохраняется стекло (рис. 3.14А). Очень интересна глобула из скелетных кристаллов магнетита и мелких глобул халькопирита, погруженных в магнетит-кремнеземистое стекло (рис. 3.14Б). I 0.1 мм I I 0.05 мм I
Изображения получены в отраженном свете (А) и в отраженных электронах (Б, В, Г). А -глобула магнетита. Б - скелетные кристаллы магнетита (1), мелкие глобулы халькопирита (3); основная масса выполнена магнетит-кремнеземистым стеклом (2). В - глобула самородного железа (1) в ильмените (2). Г - самородное железо (1) в магнетит-ульвошпинелевом твердом растворе (2, 3).
Самородное железо образует глобулы в ильмените размером 0,005-0,030 мм (рис. 3.14В), и в магнетит-ульвошпинелевом твердом растворе размером 0,001-0,080 мм (рис. 3.14Г). Самородное железо, видимо, образовалось в результате восстановительных процессов при прохождении магматического расплава через угольные пласты. подраздел 3.3.4 Петрографическая и минералогическая характеристики андезибазальтов Ажендаровского хребта
Вулканиты Ажендаровского хребта вскрыты Елбакским карьером (рис. 2.1). В геологическом строении Елбакского карьера принимают участие отложения мальцевской свиты (Timl), в разрезе которой выделяют две пачки. Нижняя пачка, мощностью 160-225 м, представлена туфами, туфоалевролитами, песчаниками, алевролитами и конгломератами с преобладанием алевролитов. Верхняя пачка, мощностью 140-180 м, сложена андезибазальтами с прослоями вулканогенно-осадочных пород. В пределах Елбакского карьера мощность андезибазальтового тела составляет 60 м.
Андезибазальты Елбакского карьера Ажендаровского хребта имеют рыжевато-бурый цвет на выветрелых поверхностях и темно-серый до черного в свежем изломе. Текстура массивная, в кровле потока преобладают породы с миндалекаменной текстурой. Миндалины выполнены халцедоном, кварцем, цеолитами и кальцитом. Структура порфировая с гиалопилитовой и интерсертальной основной массой.
Минералогический состав андезибазальтов представлен вкрапленниками плагиоклаза (15-20 %), клинопироксена (до 1 %), оливина (до 1 %), и микролитами основной массы: плагиоклаз (20-30 %), клинопироксен (5-10 %), оливин (1-4 %), стекло (30-60 %), апатит (0,п %) (рис. 3.15).
Оливин в андезибазальтах представлен порфировыми вкрапленниками размером 0,3-0,4 мм, а также наблюдается в виде мелких рассеянных зерен в основной массе размером до 0,05-0,10 мм. Порфировые вкрапленники оливина полностью замещены и составляют 1 %, мелкие зерна оливина составляют 4 %. По составу оливин мелких зерен отвечает гиалосидериту (F060-63) (обр. В-43-08, табл. 3.1). Он содержит примеси, СаО - 0,3 мае. %, МпО - 0,6-0,5 мае. %, на пределе обнаружения NiO до 0,03 %, СГ2О3 до 0,13 мае. %.
Плагиоклаз в андезибазальтах встречается в виде порфировых вкрапленников и микролитов основной массы. Вкрапленники представлены таблитчатыми кристаллами длиной 0,3-1,5 мм. Состав вкрапленников плагиоклаза соответствует андезин-лабрадору АП48-56 (обр. В-43-08, табл. 3.2). Иногда наблюдается незначительная первично-магматическая ритмически повторяющаяся зональность кристаллов от центра (Anso) -середины (АП52) - к краю (Anso). Они содержат примесь FeO (0,4 мас. %).
Микролиты плагиоклаза основной массы составляют до 30 % от объема породы и представлены игольчатыми кристаллами размером 0,10-0,15 мм. Состав микролитов плагиоклаза из андезибазальтов соответствует лабрадору - АП51-53 (обр. В-43-08, табл. 3.2). Они содержат примесь FeO (0,7-0,6 мас. %).
Петрохимическая характеристика вулканитов и субвулканитов салтымаковского комплекса
При классифицировании химические анализы пород пересчитывались на 100 %, согласно рекомендациям [Петрографический кодекс, 2009]. По петрохимическим характеристикам породы силлов и даек сыркашевского комплекса относятся к нормальному и умереннощелочному рядам. Петрохимические характеристики пород Сыркашевского и Майзасского силлов следующие: SiC 2 - 51-57 мас. %, ТіОг - 1,1-3,5 мас. %, А1203 - 12-15 мас. %, FeO - 10,7-16,2 мас. %, MgO - 1,2-4,9 мас. %, СаО - 4,7-7,1 мас. %, ИагО - 2,8-3,8 мас. %, К20 - 1,7-3,0 мас. %, Р2О5- 0,5-1,3 мас. %, магнезиальность Mg# - 15-35, коэффициент железистости Кф - 77-91 (рис. 4.1, табл. 4.1).
Вариации химического состава относительно Кф для пород Сыркашевского (), Майзасского (О), Макарьевского силлов (). Анализы образцов приведены по данным из работ [Кутолин, 1963; Бурков и др., 1976ф].
Петрохимические характеристики пород Макарьевского силла, входящего в состав сыркашевского комплекса, следующие: Si02 - 49-55 мас. %, Ті02 - 1,5-1,9 мас. %, А120з -15-18 мас. %, FeO - 9,8-12,7 мас. %, MgO - 2,4-6,0 мас. %, СаО - 6,2-11,2 мас. %, Na20 -3,2-3,6 мас. %, К20 - 0,7-2,7 мас. %, Mg# - 25-52, Кф - 62-84 (рис. 4.1, табл. 4.1).
Химический состав монцогаббро сыркашевского комплекса отличается большим содержанием FeOtot (16 мас. %) по сравнению с одноименной породой Петрографического кодекса - FeOtot (11 мас. %).
Как видно из рисунка 4.1, во всех силлах сыркашевского комплекса по мере увеличения Кф в породах увеличивается содержание Si02, Na20 и К20, но уменьшается содержание MgO и СаО, что объясняется процессом магматической дифференциации. Это приводит к увеличению содержаний кварца и калинатрового полевого шпата в породах, являющихся продуктами магматической дифференциации. В главе 2 показано, что в монцогаббро и монцодиоритах сыркашевского комплекса содержится 5-10 % кварца и 12-15 % калишпата. Повышенное содержание этих минералов могло возникнуть также за счет ассимиляции магмой сыркашевского комплекса угленосных отложений, среди которых залегают силлы этого комплекса. Прямым доказательством такой ассимиляции является наличие мелких ксенолитов, состоящих из калишпата, кварца и их срастаний (микропегматита), описанные В.А. Кутолиным (1962ф, 1964) в зоне закалки Сыркашевского силла. Возможно, что исходным материалом для ксенолитов явились аркозовые песчаники. Ассимиляция аркозовых песчаников облегчается тем, что входящие в состав кварц и калишпат образуют эвтектику, температура плавления которой составляет всего 990 С. Эвтектика кварц-олигоклаз также имеет низкую температуру плавления, так как кварц-альбит плавится при температуре 1062 С. Как показано в главе 6, температура магмы, сформировавшей силлы сыркашевского комплекса, составляла не менее 1180-1190 С, поэтому при воздействии магмы на поверхность ксенолитов происходило плавление в тех местах, где зерна кварца находились в контакте с калишпатом. В результате такого плавления поверхность ксенолитов разрушалась, так как получившийся кварц-полевошпатовый расплав удалялся из зоны реакции, а зерна кварца, не участвовавшие в эвтектическом плавлении с полевыми шпатами, оказывались рассеянными в расплаве траппов сыркашевского комплекса, где происходило их растворение [Watson, 1982]. Обнажившая после такого разрушения поверхность ксенолитов вновь подвергалась описанному воздействию магмы траппов и снова разрушалась. Этот процесс повторялся многократно до тех пор, пока температура магмы не понижалась в следствии начавшейся кристаллизации расплава [Reiners et al, 1995]. Р. Митчелл сравнил такой способ ассимиляции ксенолитов с последовательно ощипываемой луковицей [Mitchell et al, 1980]. Характерным признаком описанного процесса является округлая форма ксенолитов, которые сохранились от дезинтеграции, и отсутствие реакционной каймы на границе магматического расплава и ксенолита. Оба этих признаков имеются у ксенолитов, описанных В.А. Кутолиным в зоне закалки Сыркашевского силла [Кутолин, 1962ф, 1964].
На рис. 4.2 приведены данные об изменении содержаний окислов по разрезу Сыркашевского силла. Как видно из рисунка, максимальные содержания Si02, Na20 и К2О в породе встречаются на высоте 60-80 м над почвой силла, уменьшаясь к его почве и кровле. Содержания MgO и FeO максимальны на высоте 30 м, а затем уменьшаются к почве и к кровле силла. Как показал В.А. Кутолин (1962), такое распределение породообразующих окислов характерно для многих силлов траппов. Оно объясняется одновременным затвердеванием расплава в этих телах от их почвы и от кровли, что приводит к концентрации наиболее лекгоплавких компонентов расплава в верхней трети силла. Тугоплавкие компоненты накапливаются в нижней трети силла, что объясняется опусканием раннего закристаллизовавшегося оливина в расплаве.
Вмещающими породами салтьшаковского комплекса являются вулканогенно-осадочные породы мальцевской и яминской свит, представленные песчаниками, алевролитами, аргиллитами и конгломератами, а также туфами, туффитами, туфопесчаниками, туфоалевролитами.
Туфы представлены темно-серо-зелеными лито-кристаллокластическими алевритовыми, реже псаммитовыми разновидностями, которые сложены мелкими зернами плагиоклаза, обломками базальтов, вулканического стекла в пепловом, иногда в цеолитизированном цементе. Состав этих пород приведен в таблице 4.6, из которой видно, что состав туфов, имеющих низкую величину потерь при прокаливании и, следовательно, являющихся слабоизмененными, близок к составу андезибазальтов.
Породы салтьшаковского комплекса в результате пересчета химического состава пород на нормативные минералы по методу CIPW разделяются на две группы - оливин-нормативные толеиты и кварц-нормативные толеиты (табл. 4.9). Породы первой группы представлены наиболее ранними из известных потоков. Они вскрываются у устья р. Кожухта и по составу соответствуют базальтам (рис. 4.ЗА). Вторая группа представлена андезибазальтами, слагающими основной объем толщ, и маломощными силлами микродолеритов, залегающими среди эффузивов и туфогенных пород. Петрохимические характеристики пород варьируют в узком диапазоне и соответствуют андезибазальтам и трахиандезибазальтам (табл. 4.2, 4.3, 4.4, рис. 4.ЗА, 4.3Б) согласно российской и международной классификациям [Петрографический кодекс, 2009; Le Maitre et al., 2002].
Пересчет химического состава базальтов мальцевской свиты на нормативные минералы по методу CIPW дает следующие результаты (в мае. %): ортоклаз - 7 %, альбит - 28-27 %, анортит - 28-26 %, диопсид - 14 %, гиперстен -16-11%, магнетит - 1,5 %, ильменит -1,5 %, апатит 2-1 %, оливин - 10-4 %. Пересчет химического состава андезибазальтов мальцевской свиты на нормативные минералы дает следующие результаты (в мае. %): ортоклаз -11-7 %. альбит - 32-27 %, анортит - 21-19 %, диопсид - 17-12 %, гиперстен - 19-17 %, магнетит - 1,8-1,4 %, ильменит - 2-1 %, апатит - 2-1 %, кварц - 6-1 %.
Эффузивы яминской свиты представлены андезибазальтами с пониженным содержанием суммы щелочей (табл. 4.4, рис. 4.ЗА). Следует отметить, что для химического анализа отбирались образцы без миндалин, поэтому соответствие состава этих пород андезибазальтам не связано с примесью халцедона. Низкая основность плагиоклаза, как и высокая железистость вкрапленников оливина, согласуются с отнесением этих пород к андезибазальтам.
По величине коэффициента железистости (Кф) согласно «Петрографическому кодексу России» (2009) породы салтымаковского комплекса относятся к железистым андезибазальтам (Кф - 71-75) и ферроандезибазальтам (Кф - 75-86). Хотя последнего таксона нет в петрографическом кодексе, мы считаем важным подчеркнуть высокую железистость наших андезибазальтов, сильно отличающихся этим от одноименных пород островных дуг и активных континентальных окраин.