Арсентьевский габбро-сиенитовый массив: состав, петрология и рудоносность (западное забайкалье) 25. 00. 04 петрология, вулканология

На правах рукописи БАДМАЦЫРЕНОВА Роза Александровна АРСЕНТЬЕВСКИЙ ГАББРО-СИЕНИТОВЫЙ МАССИВ: СОСТАВ, ПЕТРОЛОГИЯ И РУДОНОСНОСТЬ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)25.00.04 – петрология, вулканологияАВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степеникандидата геолого-минералогических наукУлан-Удэ – 2010 Работа выполнена в Геологическом институте Сибирского отделения Российской Академии Наук Научный руководитель: кандидат геолого-минералогических наук Орсоев Дмитрий АнатольевичОфициальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук Глазунов Олег Михайловичдоктор геолого-минералогических наук Рассказов Сергей Васильевич Ведущая организация: Институт геологии и минералогии Сибирского отделения РАН (г. Новосибирск) Защита состоится «21» декабря 2010 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д003.002.01 при Геологическом институте Сибирского отделения РАН по адресу: 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6аС диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института по адресу: 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6аАвтореферат разослан «19» ноября 2010 г.Электронный адрес: [email protected]Ученый секретарь диссертационного советаКандидат геолого-минералогических наук О.К. СмирноваВВЕДЕНИЕАктуальность исследований Массивы габбро-сиенитового формационного типа широко распространены в структурах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП): когтахский комплекс кузнецкого Алатау (Кривенко и др., 1979), гутарский комплекс Восточного Саяна (Брынцев и др., 1994), зубовский комплекс Тувы (Ковалев, Рогов, 1981), массивы Западной Монголии (Кравцев и др., 1989, Габброидные…, 1990) и др. В Западном Забайкалье к этому формационному типу относится Арсентьевская группа массивов, входящий в состав моностойского интрузивного комплекса, которые всегда были объектом пристального внимания исследователей (Смирнов, Перелыгина, 1959; Богатиков, 1965, 1966; Бадмацыренова, 2002 и др.). Повышенный интерес к данным образованиям обусловлен прежде всего тем, что они, наряду с другими расслоенными базит-ультрабазитовыми комплексами, являются продуктами плавления вещества верхней мантии и поэтому могут быть источником сведений о внутреннем строении и составе нижних горизонтов земной коры и верхней мантии. Кроме того, существует проблема установления геодинамических условий образования Арсентьевского габбро-сиенитового массива. Важным аспектом при исследовании таких интрузивов остается изотопное датирование, данные которого существенно помогают корректировать периоды активизации мантийного магматизма и обосновать геодинамическую обстановку их формирования (Изох и др., 1990, 1998; Богнибов и др., 2000; Грудинин и др., 2001, 2004; Леднева и др., 2000; Мехоношин и др., 1986, 2005). В подобных интрузивах магматические горные породы, выступающие в качестве дифференциатов магматического расплава, формируют выдержанную по простиранию расслоенность. Несмотря на многолетнее изучение и бесспорные достижения в познании природы расслоенных массивов, до сих пор целый ряд вопросов решен недостаточно полно. В их числе такие важные, как физико-химические условия и динамика становления интрузивных тел, формирование их внутренней структуры при последовательном поступлении и дальнейшей внутрикамерной дифференциации магматических расплавов. Наиболее дискуссионными остаются приемы и методы оценки состава родоначальных расплавов, глубины их генерации и влияния коровой составляющей. Вместе с тем, габбро-сиенитовые интрузивы представляют и большой практический интерес в связи с приуроченностью к ним крупных месторождений титаномагнетит-ильменитовых и апатитовых руд (Богатиков, 1966; Довгаль, 1968; Арсеньев и др., 1971; Кривенко, 1973; Поляков и др., 1976; Шарков, 2006; Орсоев и др., 2003; Бадмацыренова, Бадмацыренов, 2006; Zhou et аl., 2005; Pang et al., 2008; Быховский и др., 2009). Поэтому актуальным является комплексное изучение подобных рудно-магматических систем с целью выявления особенностей протекания в них рудообразующих процессов. Особый интерес в этом плане представляет Арсентьевский габбро-сиенитовый массив, являющийся примером такого рода титаноносных ассоциаций, детальное изучение которых позволит ближе подойти к пониманию взаимоотношения процессов породо- и рудообразования. ^ Цель и задачи исследования Целью настоящей работы является установление внутреннего строения Арсентьевского габбро-сиенитового массива, механизма его формирования, а также реконструкция условий образования магнетит-ильменитового оруденения. Для достижения поставленной цели решались следующие задачи: 1. Исследование геологического строения массива. 2. Изучение минерального и химического состава петрографических разновидностей пород массива, выявления их геохимических особенностей. 3. Определение генетических соотношений интрузивных фаз внедрения, участвующих в строение массива. 4. Проведение геохронологических исследований с помощью U-Pb и Rb-Sr методов для определения возраста пород. 5. На основании изучения изотопов Sr и Nd и результатов геохронологического исследования пород установить тип источника мантийного расплава, формирующего породы Арсентьевского массива. 6. Оценка состава исходного расплава и построение петрогенетической модели формирования расслоенной серии массива. 7. Изучение вещественного состава титаномагнетит-ильменитового оруденения, его типизации, закономерностей локализации и условий формирования оруденения. ^ Научная новизна работы 1. На основании определения абсолютного возраста пород массива (U-Pb и Rb-Sr методами) установлено, что время формирования интрузива синхронно с гранитоидами повышенной основности Ангаро-Витимского батолита, внедрение которых связывается с постколлизионным плюмовым магматизмом после закрытия Палеоазиатского океана. 2. Обосновано формирование массива в две интрузивные фазы: ранняя, представленная дифференцированной габбро-сиенитовой серией и поздняя, сложенная щелочно-полевошпатовыми сиенитами. 3. Методом ЭВМ-моделирования показано, что расслоенная серия ранней фазы могла образоваться в результате процессов фракционной кристаллизации из субщелочного базальтового расплава в малоглубинных условиях при фугитивности кислорода, близкой к буферу QFM. 4. Получены изотопные данные (Sr, Nd, O), свидетельствующие о мантийном источнике родоначального магматического расплава. 5. Выделены два морфогенетических типа ванадий-титаномагнетит-ильменитового оруденения, показаны последовательность их формирования и различия в минеральном и химическом составах, условиях локализации и образования. ^ Практическая значимость Полученные в процессе работы материалы использованы при создании легенды Алдано-Забайкальской серии листов Госгеолкарты 1000/3 (Усовершенствование…, 2005). Результаты исследований могут быть применены при локальном прогнозировании полезных ископаемых. Выявленные особенности химического и минерального состава титаномагнетит-ильменитовых руд могут служить основой для оценки их технологических качеств. ^ Фактический материал и методы исследований В основу работы положен материал, полученный автором при проведении работ в период 2002-2005г.г. по проекту РФФИ (гранты № 01-05-97257, № 05-05-97246), № НШ-2284.2003.5, Фонда содействия отечественной науке. В аналитических лабораториях Геологического института СО РАН выполнены следующие виды анализов: общий химический анализ пород (120 проб) был проведен методом «мокрой» химии. Большинство силикатные анализов сопровождалось определением элементов-примесей, выполненным рентген-флюоресцентным методом (Cu, Rb, Ba, Sr, Zr, Nb, Y, Ni) на установке VRA-30 и атомно-абсорбционным методом (Cr, Co, V, Ti), 315 анализов породообразующих минералов на рентгеновском микроанализаторе MAP-3; 106 анализов на сканирующем электронном микроскопе LEO-1430 VP; 10 анализов РЗЭ в породах атомно-эмиссионным методом, 3 определения возраста Rb-Sr методом. U-Pb датирование цирконов осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского (7 точек). Изотопный состав кислорода (4 определения) в минералах анализировался в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН. Анализы РЗЭ методом ICP-MS (18 проб) выполнены в Институте геохимии СО РАН (г. Иркутск), Институте геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск). Петрографическая характеристика пород основана на результатах изучения порядка 150 прозрачных шлифов и аншлифов, 45 полированных шлифов. Обработка полученной информации проводилась на компьютере с использованием программного пакета «Microsoft Office», а также ряда специализированных программ геологического и петрографического направления: « Соmagmat», «Minpet» и др. ^ Апробация работы Результаты исследований докладывались и обсуждались на Международной конференции молодых ученых (Томск, 2002), сибирских научных конференциях молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2002, 2004, 2008), Всероссийском совещании, посвященном 100-летию со дня рождения академика Ю.А. Кузнецова (Новосибирск, 2003), 13 th Annual V.M. Goldschmidt Conference (Курашики, Япония, 2003), Научно-технической конференции «Геология, поиски и разведка полезных ископаемых и методы геологических исследований» (Иркутск, 2004), Традиционном IV международном семинаре «Плюмы и проблема глубинных источников щелочного магматизма» (Истомино, Бурятия, 2004), ХХI Всесоюзной молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2005), Международном петрографическом совещании «Петрография XXI века» (Апатиты, 2005), SGA Meeting: Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge (Пекин, Китай, 2005), Международной конференции «Ультрамафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия» (Энхалук, 2005), III Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопное датирование процессов рудообразования, магматизма, осадконакопления и метаморфизма» (Москва, 2006), на 12 IAGOD symposium «Understanding the genesis of ore deposits to meet the demands of the 21 century» (Москва, 2006)», научном совещании «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» (Иркутск, 2006), Международной молодежной школе-семинаре “Рудоносность ультрамафит-мафитовых и карбонатитовых комплексов складчатых областей” (Горячинск, 2008), 15 научной молодежной школе «Металлогения древних и современных океанов-2009» (Миасс, 2009), Международной конференции «Ультрамафит-мафитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения», (Екатеринбург, 2009), Всероссийской научно-технической конференции «Геонауки» факультета геологии, геоинформатики и геоэкологии (Иркутск, 2010), XI Всероссийском петрографическом совещании с участием зарубежных ученых «Магматизм и метаморфизм в истории Земли» (Екатеринбург, 2010), школе-семинаре «Геохимия, петрология и рудоносность базит-ультрабазитовых комплексов» (Черноруд, 2010), ежегодных научных сессиях Геологического института СО РАН в 2002, 2003, 2004, 2005, 2010 г.г. По теме диссертации опубликовано 40 работ, в том числе 3 в изданиях, входящих в перечень ВАК.^ Защищаемые положения 1. Арсентьевский массив сформировался в результате последовательного внедрения двух интрузивных фаз. Ранняя, габбро-сиенитовая, включает породы дифференцированной серии от субщелочных габброидов и диорит-монцонитов до сиенитов, а поздняя представлена сиенитами щелочно-полевошпатового состава. Породы ранней фазы являются продуктами высокотитанистой базальтоидной магмы повышенной щелочности. 2. Полученные геохронологические, изотопные и геохимические характеристики позволяют отнести породы Арсентьевского массива к продуктам внутриплитного магматизма. 3. По условиям локализации, морфологическим признакам и особенностям минерального и химического состава титаномагнетит-ильменитовое оруденение подразделяется на сингенетическое (вкрапленные руды) и эпигенетическое (массивные руды). Вкрапленные руды образовались совместно с габброидной расслоенной серией массива при кристаллизации высокотитанистого силикатного расплава. Формирование эпигенетических руд связано с процессами ликвации, возможно, в “промежуточной” магматической камере и последующей инъекцией рудного расплава в ослабленные зоны застывающего плутона.^ Объем и структура работы Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения, общим объемом 156 страниц. Список литературы включает 198 наименований. Благодарности Работа выполнена в лаборатории магматического рудообразования Геологического Института СО РАН под руководством к.г.-м.н. Д.А. Орсоева, которому автор благодарен за постоянное внимание, поддержку и помощь в работе. Особую признательность автор выражает к.г.-м.н. А.С. Мехоношину и д.г.-м.н. А.Э. Изоху за плодотворное постоянное сотрудничество и ценные советы. В процессе работы над диссертацией автор пользовался консультациями д.г.-м.н. А.Н. Булгатова, д.г.-м.н. А.А. Цыганкова, д.г.-м.н. А.А. Арискина, к.г.-м.н. Г.С. Риппа, к.г.-м.н. Т.Т. Врублевской, чл.-кор., д.г.-м.н. В.В. Ярмолюка, к.г.-м.н. А.В. Лавренчука, к.г.-м.н., Е.В. Кислова, к.г.-м.н. Т.Б. Колотилиной. Автор выражает свою признательность сотрудникам Геологического института СО РАН к.г.-м.н. Н.С. Карманову, С.В. Канакину и Г.Н. Загузину, к.т.н. Б.Ж. Жалсараеву, А.А. Цыреновой, В.Ф.Посохову, В.Л. Посоховой, Л.В. Митрофановой, к.г.-м.н. Э.М. Татьянкиной, И.В. Боржоновой, М.В. Воробьеву, Н.Ф. Паданиной, А.В. Малышеву, Ж.Н. Цыдыпову без работы которых данное исследование было бы невозможным. Автор благодарит В.В.Пономарчука (ОИГГМ СО РАН), Е.В. Смирнову, Н.Н. Пахомову, Т.В. Ожогину (ГЕОХИ СО РАН), Т.И. Корчевскую, Т.А. Веливецкую (ДВГИ ДВО РАН), А.Н. Ларионова (ВСЕГЕИ). Автор признателен Ю.П. Гусеву, В.С. Платову (ФГУП «Бурятгеоцентр» за содействие при определении абсолютного возраста U-Pb методом). Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 01-05-97257, № 05-05-97246), № НШ-2284.2003.5, Фонда содействия отечественной науке.Глава 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ Первые подробные сведения о габбро-сиенитовых комплексах складчатом обрамлении юга и юга-запада Сибирской платформы приведены в монографиях А.П. Лебедева, О.А. Богатикова (1963), О.А. Богатикова (1966), В.Н. Довгаля (1968), А.П. Кривенко (1973), О.М. Глазунова (1975, 1981). В этих работах дается характеристика геологического положения габбро-сиенитовых массивов Кузнецкого Алатау, западной части Восточного Саяна, Южного Прибайкалья, приводятся K-Ar и U-Pb датировки, даны петрографо-минералогические сведения, касающиеся выделенных разновидностей пород. В более поздней публикации В.В. Брынцова с соавторами (1994) можно найти сведения по габбро-сиенитовым массивам гутарского комплекса Восточного Саяна, развитого в бассейне рек Большой и Малой Бирюсы, Гутары, Малого Тагула и Большого Агула. М.И. Грудинин с соавторами (2001) при рассмотрении ультрабазит-базитовых массивов Южном, Юго-Восточном и Западном Прибайкалье пришли к выводу, что эти комплексы образуют единый пояс, представленный рядом однотипных габбро-сиенитовых массивов, протягивающихся вдоль Главного Саянского разлома в юго-восточном направлении в Алтае-Саянской складчатой области (Коваленко и др., 2001). К описанному типу также могут быть отнесены зубовский комплекс Тувы (Ковалев, Рогов, 1981), массивы Западной Монголии (Кравцев и др., 1989, Габброидные…, 1990) и др. Габбро-сиенитовые ассоциации являются вмещающими для ряда полезных ископаемых, и, в первую очередь, титана и железа, происхождение которых не может рассматриваться в отрыве от генезиса самих расслоенных пород. В Западном Забайкалье к этому формационному типу, в частности, относится Арсентьевский расслоенный массив, входящий в моностойский интрузивный комплекс. ^ Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ АРСЕНТЬЕВСКОГО ГАББРО-СИЕНИТОВОГО МАССИВА Центрально-Азиатский складчатый пояс (ЦАСП), разделяющий Сибирский с севера и Северо-Китайский с юга кратоны, является одной из крупнейших геоструктур Азии. ЦАСП простирается более чем на 5 000 километров от Тихого океана до Уральских гор и имеет ширину 1000-2000 км. Многолетняя история его изучения с начала прошлого века (В.А.Обручев, М.М.Тетяев, Н.С.Шатский, Е.В.Павловский и др.) позволила выявить основные черты его строения. Однако только с 80-х годов прошлого столетия отчетливо сформировалась точка зрения об океанической природе многих комплексов в структуре пояса и об определяющей роли периокеанических процессов в формировании ЦАСП. Тогда же было сформулировано положение о су­ществовании в позднем докембрии – палеозое Палеоазиатского океана (Зоненшайн и др., 1990). Исследования последних лет показали, что рассматриваемая часть Азиатского континента представляет собой мозаику блоков земной коры, соединившихся между собой в результате аккреционно-коллизионных процессов при развитии и закрытии Палеоазиатского океана и примыкающих океанических бассейнов (Беличенко и др., 1994; Берзин и др., 1994; Буслов и др., 2003; Диденко и др., 1994; Добрецов, 2003; Моссаковский и др., 1993; Хаин, 2001; Dobretsov et al., 1995; Zorin, 1999; Гордиенко, 2006).^ 2.1 Краткая геологическая характеристика района Арсентьевская группа габбро-сиенитовых интрузивов, которая объединяет собственно Арсентьевский, Оронгойский, Зуйский, Иройский и Убукунский массивы, была открыта в 1957 году. В том же году А. И. Перелыгина и С. М. Смирнов провели геологическую съемку в районе массивов. Согласно современным представлениям (Парфенов и др., 1996) в структурном отношении район хребта Моностой располагается в западной части Еравнинского нижнекембрийского островодужного террейна. По данным И.О. Парфенова с соавторами Еравнинский террейн был аккретирован к Сибирскому континенту в конце раннего палеозоя. В его строении принимают участие лавы с пирокластами преимущественно среднего и кислого состава раннекембрийского возраста, которые заключают линзы и прослои рифогенных археоциатовых известняков, андезитобазальтов, базальтов. В состав террейна включены также отложения задуговых и междуговых бассейнов.^ 2.2. Геологическое строение Арсентьевского массиваАрсентьевский массив расположен на юго-восточном склоне хребта Моностой в его центральной части, в 4-5 км к западу и северо-западу от сел Арсентьевка и Сутой, расположенных на левом берегу р. Селенги. В плане он имеет овальную форму, слегка удлиненную в меридиональном направлении, и занимает площадь около 20 кв. км (рис. 1). Контакт габброидов с вмешающими породами и с прорывающими их сиенитами II фазы неровный, с многочисленными бухтообразными затеками и выступами сиенитов в габбро. Наблюдаются ксенолиты габбро в сиенитах II фазы. Основными породами в этом массиве являются биотит- и керсутитсодержащие габброиды, которые на всех участках своего распространения в большей или меньшей степени расслоены. Наибольшая дифференцированность (расслоение) характерна для мезократовых трахитоидных габбро северной и южной частей массива, выделяемыми в качестве нижней части разреза. Здесь в них четко наблюдается чередование лейкократовых и меланократовых прослоев. Отмечающаяся трахитоидность имеет непостоянную ориентировку. Преобладает падение трахитоидности в направлении восток-северо-восток, с крутыми углами падения в верхней части разреза (50-60°). В пределах восточного участка массива преобладают северо-восточные простирания этих тел с пологим падением к югу и югу-западу под углом 20-40º. Дифференцированные габброиды южной части Арсентьевского массива в значительной степени амфиболизированы. Характер дифференциации в общем аналогичен расслоению северной части массива, но габброиды здесь менее обогащены титаномагнетитом и слоистость более тонкая. В южной части Арсентьевского массива преобладает относительно пологое падение плоскопараллельных структур к востоку (азимут падения 90°) под вмещающие гранито-гнейсы. В нижней части разреза интрузива в Рис. 1. Схема геологического строения Арсентьевского массива по Богатикову (1965) с дополнениями (Мехоношин и др., 2002). Породы I фазы: 1- оливиновые габбро, пироксениты, габбро, габбро-нориты, 2- лейкогаббро и анортозиты, 3 – монцодиориты, сиениты; II фазы: 4- щелочно-полевошпатовые сиениты; 5- гранито-гнейсы, 6 – рудные тела, 7 – канавы, 8 – элементы залегания трахитоидности. Красным кружочком показано место отбора образца для U-Pb датирования.основании ритмов отмечаются оливиновое габбро (Pl+Ol+Cpx), габбро (Pl+Cpx), габбронориты (Pl+Cpx+Opx) и габбро с вкрапленностью титаноманетит-ильменита (Pl+Cpx+Ti-Mgt+Ap). Среди них наблюдаются маломощные горизонты, слои и линзы пироксенитов. Верхняя (центральная в плане) часть массива сложена лейкократовыми габбро, участками переходящими в анортозиты. Для лейкократовых габбро центральной части массива характерны такситовые текстуры, а также часто наблюдающееся послойное чередование анортозитов и лейкогаббро. Помимо анортозитов и лейкократовых габбро в верхних частях присутствуют монцодиориты и сиениты первой фазы. В пределах северной полосы расслоенных габбро, названной рудной зоной № 1, выделены два основных участка, обогащенных рудными минералами. Первый, наиболее изученный, восточный участок располагается на левом склоне пади Шулута и на водоразделе пади Шулута и Аргалты. Условно границами этого участка считаются на востоке магистральная канава № 25, на западе – магистральная канава № 9. Второй участок располагается в районе магистральных канав № 10 и № 30 в западной части этой полосы габброидов. Второе крупное поле развития рудоносных габброидов находится южнее центральной части массива на водоразделе падей Шулута и Соленопадская и далее переходит на левый склон пади Шулута.^ 2.3. Абсолютный возраст массива Для изотопного датирования уран-свинцовым методом из образца габбро была выделена фракция, содержащая многочисленные зерна циркона. Проба циркона (Ар 305-04) для изотопного анализа была отобрана из габбро расслоенной серии по пади Дархита (51о2′ с.ш. – 106о8′ в.д., рис. 1). Измерения U-Pb отношений на SHRIMP-II проводились по методике описанной в статье Williams (Williams, 1998). Практически конкордантное положение всех 7 точек позволяет вычислить средневзвешенный возраст Т= 279,5±2,0 млн. лет. Учитывая возраста, полученные О.А. Богатиковым (Богатиков, 1965) и В.В. Ярмолюком для Оронгойского массива (278,8±1,7 млн. лет, устное сообщение), полученные датировки в целом можно считать реперными для моностойского комплекса. Для изотопного датирования рубидий-стронциевым методом из сиенитов II фазы по стандартной методике были отобраны валовые пробы и мономинеральные выборки полевых шпатов двух опорных участков Арсентьеского массива. По данным измерений построены изохроны, фиксирующие возрасты Т= 238±22 млн. лет при первичном отношении (87Sr/86Sr )0 = 0,70518± 0,00022 (СКВО=0,57). Приведенные выше результаты позволяют достаточно четко говорить о двухфазном строении массива и о синхроности формирования интрузива с гранитоидами повышенной основности Ангаро-Витимского батолита (Цыганков и др., 2004), внедрение которых связывается с постколлизионным плюмовым магматизмом после закрытия Палеоазиатского океана (Ярмолюк, 2000).^ 3.1. Петрографическая характеристика пород Породы первой фазыОливиновые габбро образуют прослои мощностью до нескольких метров в безоливиновом габбро. Это меланократовые породы со среднезернистой до крупнозернистой структурой, трахитоидной, полосчатой, реже массивной текстурой. Главными минералами являются плагиоклаз An51-52 (30-40%), авгит (20-30%). Второстепенные минералы представлены оливином (10-20%), керсутитом (10-20%), биотитом (2-5%), гиперстеном (2-6%). Акцессорные минералы – апатит (5-8%) и шпинель (2-4%); рудные – ильменит, магнетит, гематит. Преобладают оливиновые габбро с высоким содержанием титаномагнетита (до 6-8%). Пироксениты имеют локальное распространение и встречаются в габброидах северной и южной частях массива. В них преобладает массивная текстура, иногда заметна слабовыраженная полосчатость. Пироксен представлен авгитом, который в некоторых случаях замещается амфиболом. В небольших количествах присутствует керсутит (до 3-5 %), развивающийся вокруг редких выделений рудных минералов. В соответствии с этим преобладающей микроструктурой породы является венцовая, но встречаются и переходы к гипидиоморфнозернистой. Габбро тесно связаны с оливиновыми и керсутитовыми габбро и имеют с ними постепенные переходы. Они характеризуется трахитоидной, массивной и полосчатой текстурой, выраженной в чередовании лейкократовых и меланократовых среднезернистых слоев. Ведущими минералами являются плагиоклаз (An32-55,до 50%) и авгит, реже – диопсид, второстепенное положение занимают биотит, магнезиальная роговая обманка, керсутит, изредка встречается кварц; в качестве акцессорных минералов отмечаются магнетит, ильменит, апатит, эпидот. Наблюдается пойкилитовая структура, когда в крупных идиоморфных ойкокристаллах плагиоклаза присутствуют мелкие зерна сфена. По пироксенам развивается амфибол тремолит-актинолитового ряда. Керсутитовое габбро образуют отдельные прослои. Керсутит выделяется в виде каймы вокруг титаномагнетита и пироксена. В соответствии с этим преобладающей микроструктурой породы является венцовая, но встречаются и переходы к гипидиоморфнозернистой. Анортозиты встречаются в виде прослоев в лейкогаббро. Содержание плагиоклаза (основность не превышает An45)в породе варьирует от 75 до 85 %. Из других первичных минералов обычен авгит, реже амфибол тремолит-актинолитового ряда. Структура их панидиоморфнозернистая. Моноклинный пироксен образует ксеноморфные выделения. Акцессорные минералы представлены магнетитом. Монцодиориты сложены идиоморфными кристаллами (до 5 мм в поперечнике) плагиоклаза (50-65 %), гипидиоморфными зернами клинопироксена (10-15 %) и мелкими чешуйками (до 3 мм) биотита. Кварц и ортоклаз представлены ксеноморфными зернами. Амфибол образует бурые каймы вокруг пироксенов. Акцессорные минералы представлены магнетитом и сфеном. Сиениты расслоенной серии сложены паргаситом, биотитом, крупными выделениями калиевого полевого шпата с редкими пятнистыми пертитами, более мелкими зернами плагиоклаза (An16-25). Иногда отмечаются разновидности богатые кварцем (до 10 %). ^ Породы 2-ой фазыЩелочно-полевошпатовые сиениты средне- и крупнозернистые, иногда порфировидные породы, в которых доминируют щелочные полевые шпаты, представленные в основном микропертитами (зерна крупные, 0,5-1 см). Наблюдаются несколько типов пертитов. Наиболее распространен микропертит, представляющий собой тонкое прорастание двух минералов. Центральные части зерен местами сложены альбитом (An 5-13), в периферических частях сменяющимся тонко проросшими разностями альбита и ортоклаза. При переходе от первой ко второй фазе сиенитов содержание калишпата, по сравнению с плагиоклазом, существенно возрастает. Акцессорные – магнетит, апатит.^ 3.2. Минералогическая характеристика Минеральный состав магматических пород определяется составом исходного расплава и фациальными условиями его кристаллизации: глубиной, температурой начала кристаллизации, составом и концентрацией в магме летучих компонентов. Типоморфными минералами, определяющими парагенезисы интрузивных пород массива, являются оливин, плагиоклаз, пироксены, амфиболы, калиевый полевой шпат, титаномагнетит и ильменит. Железистость оливинов (f) варьирует от 34 до 44. Содержание никеля коррелируется с железистостью. Состав моноклинных пироксенов соответствует диопсид-авгитовому ряду Wo41-47En39-41Fs11-17 (Morimoto, 1988) с f от 20 в оливиновых габбро до 28 в монцодиоритах. В пироксенах в направлении от ранних к поздним породам содержание железа, титана, кальция и марганца увеличивается, магния и алюминия – уменьшается. Состав ромбического пироксена соответствуют гиперстену Wo1.1-1.3En62-72Fs26-36. Амфиболы представлены эденит-паргасит-керсутитовым и тремолит-актинолитовым рядом (Leake et al., 1997). Плагиоклаз в нижних горизонтах представлен лабрадором (An51-52), в анортозитах – андезином (An45). В габбро иногда наблюдаются две генерации плагиоклаза, причем состав зерен второй генера­ции (An20-24) обычно соответствует составу краевых частей крупных зо­нальных кристаллов. Плагиоклаз первой генерации представлен андезином (An45-50). В сиенитах расслоенной серии плагиоклаз отвечает олигоклазу (An10-32). Плагиоклаз из сиенитов второй фазы соответствует альбиту (An10). Калиевый полевой шпат (ортоклаз) в сиенитах расслоенной серии наблюдается в виде небольших (до 0,5 мм) таблитчатых выделений, располагающихся в интерстициях темноцветных минералов. Для ортоклаза характерно высокое содержание Ba (до 4 мас. %). Биотит в нижних частях разреза (в оливиновых габбро) характеризуется пониженными содержаниями Fe, но повышенными Ti относительно монцодиоритов и сиенитов расслоенной серии. Высокое содержание титана имеет место при кристаллизации биотита в условиях высоких температур и повышенной щелочности (Дир и др, 1966). Апатит относится к фтор-апатиту (F до 4 мас.%). Выводы: Петрографические и минералогические данные позволяют сделать вывод о процессах, происходящих во время кристаллизации расплава и об изменениях состава расплава в ходе кристаллизации: 1. Широкое развитие амфибола, биотита и F-апатита указывает на относительную обогащенность магмы летучими компонентами и определяет ее повышенную щелочность. 2. Присутствие керсутита и биотита с высокими содержаниями TiO2 (до 6 мас. %) свидетельствует о повышенном содержании титана в исходном расплаве. 3. Изменения составов минералов от габброидов к сиенитам I фазы указывает на то, что породы расслоенной серии массива образовались в ходе кристаллизационной дифференциации из одного исходного расплава.^ 3.3. Петро-геохимические особенности пород массива На классификационной диаграмме (Na2O+K2O) – SiO2 породы выделенных этапов образуют две дискретные группы. Первая характеризуется единым трендом в поле субщелочных основных и средних пород, а вторая – в поле щелочных сиенитов. По содержанию Na2O+K2O габброиды близки к щелочному габбро и по составу относятся к субщелочной калиево-натриевой серии (Na2O/K2O=1,8), характеризуясь высокой глиноземистостью (al’=2) (рис. 2). Коэффициент агпаитности достигает 0,6, магнезиальность варьирует от 40 до 28. Сиениты первой фазы относятся к субщелочной калиево-натриевой серии (Na2O+K2O=9, величина Na2O/K2O больше 1,1), а по коэффициенту глиноземистости – к высокоглиноземистым породам (в среднем al’=2,1). По химическому составу сиениты ближе всего к щелочным сиенитам, отличаясь от них несколько меньшим содержанием кремнекислоты и повышенной железистостью и титанистостью, высокими содержаниями Ba, Zr. Породы второй фазы отвечают по составу субщелочной калиево-натровой серии (Na2O+K2O=11,7, величина Na2O/K2O меньше 1,1), по коэффициенту глиноземистости относятся к весьма высокоглиноземистым породам (в среднем al’=5,8). Щелочно-полевошпатовые сиениты по сравнению с сиенитами раннего этапа характеризуются более низкими содержаниями FeO*, TiO2, MgO, CaO, а также Sr, Ba,Y, Zr, Zn, V, что в целом соответствует общей эволюции родоначальной магмы. Для петрохимического анализа составы пород массива были нанесены на вариационные диаграммы MgO-элемент (рис. 3). В породах расслоенной серии содержание ванадия достигает 210-350 г/т, хрома до 18 г/т, цинка до 110 г/т, никеля до SiO2, мас. %Na2O+K2O, мас. %Р ис 2. Положение фигуративных точек составов пород Арсентьевского массива на классификационной диаграмме Na2O+K2O – SiO2 (Классификация…, 1981). 38 г/т, кобальта 27-42 г/т. Содержания лития варьирует в пределах 3-8 г/т. Концентрации Sr изменяются от 900 до 1480 г/т. Отмечается прямая связь между содержаниями Sr и Al2O3, что свидетельствует о наличие стронция в плагиоклазах. Габброиды Арсентьевского массива характеризуются высокими концентрациями РЗЭ и более крутым наклоном кривой распределения в сторону тяжелых РЗЭ (рис. 4). Конфигурация кривых РЗЭ для сиенитов второй фазы имеет отрицательный наклон с Eu максимумом (см. рис. 4). Изотопные составы габброидов массива варьируют от 87Sr/86Sr = 0,70433 и εNd = 6,06 до 87Sr/86Sr = 0,70572 и εNd = -2,01. Составы габброидов попадают в поле изотопных составов базальтов океанических островов (OIB) (рис. 5). Такими же характеристиками обладают базиты внутриплитных позднепалеозойских-раннемезозойских магматических ассоциаций (см. рис. 5) (Ярмолюк, Коваленко, 2000). Близость изотопно-геохимических характеристик сиенитов I фазы и габброидов указывает на их генетическую связь и не противоречат гипотезе о формировании сиенитов I фазы из остаточных расплавов после кристаллизации габброидов (Ферштатер, 1987). Объем сиенитов I фазы значительно меньше объема габброидов расслоенной серии. Изотопные составы сиенитов II фазы массива варьируют от 87Sr/86Sr = 0,70648 и εNd = -5,949 до 87Sr/86Sr = 0,71006 и εNd = -1,767. Отрицательные значения εNd в этих породах свидетельствуют о том, что Nd поступал из «обогащенных» источников с более низким отношением Sm/Nd, чем в CHUR (Фор, 1989), при этом сиениты характеризуются высокими значениями изотопного отношения 87Sr/87Sr. Клинопироксены и магнезиальная роговая обманка из габбро характеризуются пониженными значениями величины δ18O (5,5-5,8‰), что свидетельствует о мантийном источнике родоначального магматического расплава для габброидов массива и отсутствие сколько-нибудь значимой контаминации коровым материалом. Выводы: 1. Близость составов габброидной серии и сиенитов I фазы внедрения, единый тренд по петрогенным компонентам, однотипность распределения редких элементов свидетельствуют о том, что они являются продуктами дифференциации единого исходного расплава. 2. На генетическую близость становления габбро и сиенитов I фазы указывает постоянное их сонахождение, субщелочной характер габброидов, а также повышенная основность сиенитов. Все это позволяет отнести породы массива к единой магматической габбро-сиенитовой формации. 3. Породы расслоенной серии по всем петрохимическим признакам близки к базитовым ассоциациям повышенной щелочности и титанистости. Им характерна относительно низкая магнезиальность и, соответственно, высокая железистость. Обращают на себя внимание в целом высокие содержания в породах P2O5, составляющие в среднем 1,29 % и достигающие в отдельных случаях 3,5 %. Сиениты II фазы обогащены некогерентными, в том числе редкоземельными элементами с явно выраженным максимумом по европию. 4. По изотопным составам породы габбро-сиенитовой серии попадают в поле базальтов океанических островов (OIB), по (Zindler, Hart, 1986). Такими же характеристиками обладают базиты внутриплитных позднепалеозойских-раннемезозойских магматических ассоциаций (см. рис. 5). Точки составов дифференцированной серии, включая сиениты I фазы, массива образуют единый тренд. Рис. 3. Вариационные диаграммы составов пород Арсентьевского массива. Условные обозначения на рис. 2. Рис. 4. Спектры редкоземельных элементов, нормированных к хондриту С1 (Boyton, 1984). Условные обозначения на рис. 2. Рис. 5. Положение поля изотопного состава сиенитов Арсентьевского массива в системе полей мантийных магматических источников на диаграмме εNd – 87Sr/86Sr.^ Глава 4. Моделирование процессов кристаллизации расслоенной серии массива Флюидный режим. Широкое развитие амфибола, биотита и F-апатита указывает на относительную обогащенность магмы водой и летучими компонентами и определяет ее повышенную щелочность. ^ Оценка температур и давлений формирования пород. Средняя температура для пород первой фазы составляет 1100-1000оС, для пород второй фазы – 950-800оС. Давления габброидов расслоенной серии, определенные по клинопироксеновому барометру (Nimis, Ulmer, 1998, Nimis, 1999), составляют 3-5 кбар. Г.В. Нестеренко и А.А. Арискиным (1993) было предложено использовать параметр Ca´ (Ca´=100*(CaO/Al2O3) в клинопироксене в качестве индикатора глубин эволюции базальтовых расплавов и глубин кристаллизации из них клинопироксена. Авторами, на основе анализа значительного объема экспериментальных данных по составам клинопироксенов найдено закономерное снижение с ростом давления концентрации Са и увеличение – Al. Значения Ca´ в клинопироксенах из габбро 500 и выше, что соответствует давлениям не более 5 кбар. ^ Кристаллизация базальтового расплава в мал