Арсентьевский габбро-сиенитовый массив

Бадмацыренова, Роза Александровна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Арсентьевский габбро-сиенитовый массив
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Арсентьевский габбро-сиенитовый массив"

На правах рукописи

БАДМАЦЫРЕНОВА Роза Александровна

АРСЕНТЬЕВСКИЙ ГАББРО-СИЕНИТОВЫЙ МАССИВ: СОСТАВ, ПЕТРОЛОГИЯ И РУДОНОСНОСТЬ (ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)

25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Улан-Удэ-2010

1 В ДЕК 2010

004618255

Работа выполнена в Геологическом институте Сибирского отделения Российской Академии Наук

Научный руководитель: кандидат геолого-минералогических наук

Орсоев Дмитрий Анатольевич

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Глазунов Олег Михайлович

доктор 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, 6а

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института по адресу: 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а

Автореферат разослан «19» ноября 2010 г. Электронный адрес: brose@gin.bscnet.ru

Ученый секретарь диссертационного совета г **

Кандидат геолого-минералогических наук *—J O.K. Смирнова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность 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 reo динамическую 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.

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 и-РЬ и Шэ-8г методов для определения возраста пород.

5. На основании изучения изотопов Бг и N(1 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 (II-РЬ и Шэ-Бг методами) установлено, что время формирования интрузива синхронно с гранитоидами повышенной основности Аигаро-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 ОРМ.

4. Получены изотопные данные (Sr, Nd, О), 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 № 0105-97257, № 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 (Си, Rb, Ва, Sr, Zr, Nb, Y, Ni) на установке VRA-30 и атомно-абсорбционным методом (Cr, Со, V, Ti), 315 анализов породообразующих минералов на рентгеновском микроанализаторе МАР-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: « Comagmat», «Minpet» и др.

Апробация работы

2004), XXI Всесоюзной молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2005), Международном петрографическом совещании «Петрография XXI века» (Апатиты, 2005), SGA Meeting: Minerai 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 пород Арсентьевского массива позволяют отнести их 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. A.C. 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. A.A. Цыганкова, д.г.-м.н. A.A. 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.

A.B. 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, C.B. Канакину и Г.Н. Загузину, к.т.н. Б.Ж. Жалсараеву, A.A. Цыреновой, В.Ф.Посохову,

B.JI. Посоховой, J1.B. Митрофановой, к.г.-м.н. Э.М. Татьянкиной, И.В. Боржоновой, М.В. Воробьеву, Н.Ф. Паданиной, A.B. Малышеву, Ж.Н. Цыдыпову без работы которых данное исследование было бы невозможным. Автор благодарит В.В.Пономарчука (ОИГГМ СО РАН), Е.В. Смирнову, H.H. Пахомову, Т.В. Ожогину (ГЕОХИ СО РАН), Т.Н. Корчевскую, Т.А. Веливецкую (ДВГИ ДВО РАН), А.Н. Ларионова (ВСЕГЕИ). Автор признателен Ю.П. Гусеву, B.C. Платову (ФГУП «Бурятгеоцентр») за содействие при определении абсолютного возраста U-РЬ методом.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 01-0597257, № 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, O.A. Богатикова (1963), O.A. 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 К-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 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; ЭоЬге^оу ег а1., 1995; гопп, 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 массива Арсентьевский 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 вмещающими 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 20-40°. 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 шюскопараллельных структур к востоку (азимут падения 90°) под вмещающие гранито-гнейсы. В нижней части разреза интрузива в основании ритмов отмечаются оливиновое габбро (Pl+01+Cpx), габбро (Р1+Срх), габбронориты (Р1+Срх+Орх) 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 (51°2' с.ш. - 106°8' в.д., см. рис. 1). Измерения U-Pb отношений на SHRIMP-I1 проводились по методике описанной в статье Williams (Williams, 1998). Практически конкордатное положение всех 7 точек позволяет вычислить

средневзвешенный возраст Т= 279,5±2,0 млн. лет. Учитывая возраста, полученные O.A. 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 ( Sr/ Sr )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 фазы

Оливиновые 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 Ап51.52 (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 (24%); 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 (A1132-J5, 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 АП45) 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 амфиболом, биотитом, крупными выделениями калиевого полевого шпата с редкими пятнистыми пертитами, более мелкими зернами плагиоклаза (Ап16_25)-Иногда отмечаются разновидности богатые кварцем (до 10 %).

Породы 2-ой фазы

Щелочно-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 (Ап5.13), 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 W04M7En39.41Fsu.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 Wou.i 3Еп62. 72Fs26_36. Амфиболы представлены эденит-паргасит-керсутитовым и тремолит-актинолитовым рядом (Leake et al., 1997). Плагиоклаз в нижних горизонтах представлен Лабрадором (АП51.52), в анортозитах - андезином (А1145). В габбро иногда наблюдаются две генерации плагиоклаза, причем состав зерен второй генерации (Ап20-24) обычно соответствует составу краевых частей крупных зональных кристаллов. Плагиоклаз первой генерации представлен андезином (АП45.50). В сиенитах расслоенной серии плагиоклаз отвечает олигоклазу (Ап10.зг). Плагиоклаз из сиенитов второй фазы соответствует альбиту (Апю). 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 Ва (до 4 мае. %). 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 Ti02 (до 6 мае. %) 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. Петра-геохимические особенности пород массива

На классификационной диаграмме (Na20+K20) - Si02 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

Ка20+К20 габброиды близки к щелочному габбро и по составу относятся к субщелочной калиево-натриевой серии (№20/К20=1,8), характеризуясь высокой глиноземистостью (аГ=2) (рис. 2). Коэффициент агпаитности достигает 0,6, магнезиальность варьирует от 40 до 28. Сиениты первой фазы относятся к субщелочной калиево-натриевой серии (№20+К20=9, величина Ка20/К20 больше 1,1), а по коэффициенту глиноземистости - к высоко глиноземистым породам (в среднем аГ=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 Ва, Ъх. Породы второй фазы отвечают по составу субщелочной калиево-натровой серии (На20+К20=11,7, величина №20/К20 меньше 1,1), по коэффициенту глиноземистости относятся к весьма высокоглиноземистым породам (в среднем а1-5,8). Щелочно-полевошпатовые сиениты по сравнению с сиенитами раннего этапа характеризуются более низкими содержаниями БеО*, ТЮ2, N^0, СаО, а также Бг, Ва,У, Ъх, Ъп, V, что в целом соответствует общей эволюции родоначальной магмы.

Для петрохимического анализа составы пород массива были нанесены на вариационные диаграммы М§0-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 38 г/т, кобальта 27-42 г/т. Содержания лития варьирует в пределах 3-8 г/т. Концентрации Бг изменяются от 900 до 1480 г/т. Отмечается прямая связь между содержаниями Бг и А1203, 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 Ей максимумом (см. рис. 4).

Изотопные составы габброидов массива варьируют от 0,70433 и еШ = 6,06 до "БгЛБг = 0,70572 и £N(1 = -2,01. Составы габброидов попадают в поле изотопных составов базальтов океанических островов (01В) (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 878г/865г = 0,70648 и еШ = -5,949 до 878г/865г = 0,71006 и £N(1 = -1,767. Отрицательные значения еЫс! в этих породах свидетельствуют о том, что Ш 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 5180 (5,5-5,8%о), 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 Рг05, 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.

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 1100-1000°С, для пород второй фазы - 950-800°С. Давления габброидов расслоенной серии, определенные по клинопироксеновому барометру (Nimis, Ulmer, 1998, Nimis, 1999), составляют 3-5 кбар. Г.В. Нестеренко и A.A. Арискинъш (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 - А1. Значения Са' в клинопироксенах из габбро 500 и выше, что соответствует давлениям не более 5 кбар.

Кристаллизация базальтового расплава в малоглубинной магматической камере. Образование пород Арсентьвского массива.

Полевые наблюдения, петрографические и минералого-геохимические данные, приведённые в предыдущих разделах, позволяют заключить, что формирование Арсентьевского массива произошло в результате последовательного внедрения двух различных по составу порций магмы и их последующей кристаллизации в интрузивной камере. Для реконструкции условий формирования пород был использован программный комплекс СОМАйМАТ-3.65 (Алвкт, 2002), в сочетании с традиционными методами, основанными на анализе петрохимических диаграмм. В качестве состава исходного расплава для моделирования кристаллизации был принят средневзвешенный состав пород расслоенной серии (БЮг 44.91, ТЮ2 2.20, А1203 18.0, РеО^ 12.35, МпО 0.16, М^О 5.36, СаО 10.68, N320 3.41, К20 0.65, Р203 1.29, в мас.%). Наилучшая сходимость составов реальных пород с расчетными достигается при фугитивности кислорода соответствующая буферу С^БМ, содержании воды в расплаве равным 0,5 % и глубине становления массива с давлением порядка 3 кбар. И хотя на вариационных диаграммах, отражающих составы остаточных расплавов, отмечается занижение модельных содержаний калия, в целом в процесссе кристаллизации происходит накопление кремния (ЗЮ2 до 49 мае. %) и щелочей (Ыа20+К20 до 7,8 мае. %), что подтверждает версию о формировании габброидов, монцодиоритов и сиенитов I фазы массива при фракционировании единого исходного расплава.

Глава 5. Минералого-геохимическая характеристика титаномагнетит-ильменитовых руд.

Петрографические разновидности основных пород Арсентьевского массива, несущие повышенную концентрацию титаномагнетита, ильменита, магнетита и в некоторых случаях апатита, рассматриваются как комплексные железотитановые руды и фосфор-железотитановая минерализация. Кроме того в габброидной части массива наблюдаются тела сплошных железотитановых руд, которые, как правило, находятся в ореоле вкрапленных руд. Эти разновидности руд различаются между собой не только по условиям локализации, но и по минеральному и химическому составам.

5.1 Классификация руд

На Арсентьевском массиве нами выделены два типа руд: син- и эпигенетические руды (табл. 1). По количественному содержанию магнетита и ильменита сингенетические руды делятся на рассеянно-вкрапленные и густовкрапленные руды:

Сингенетический тип:

Рассеянно-вкрапленные руды характеризуется содержанием Fe-Ti окисно-рудных минералов до 10%. Этот тип минерализации является характерным для оливиновых и нормальных габброидов. Рудные минералы, представленные магнетитом и ильменитом в этих породах, как правило, образуют сидеронитовую вкрапленность, которая выполняет промежутки между зернами силикатов. Следует отметить тесную ассоциацию титаномагнетита с апатитом. Количество рудных минералов в густовкрапленных рудах достигает 40 об. %. По минеральному составу эти руды делятся на титаномагнетит-ильменитовые и апатит-титаномагнетит-ильменитовые. В последних содержание апатита доходит до 10-15 об.%. Кроме магнетита, ильменита и апатита, вкрапленные руды слагаются переменным количеством оливина, пироксена и плагиоклаза. Встречаются амфиболы и биотит. В незначительном количестве во вкрапленных апатит-титаномагнетит-ильменитовых рудах присутствуют сульфиды и шпинель, содержание которой значительно ниже, чем в сплошных рудах.

Эпигенетический тип:

К этому типу относятся массивные (сплошные) руды. Наибольшим распространением эти руды пользуются в расслоенной серии в северной и северо-восточной части массива (см. рис. 2). Преобладающими формами рудных тел являются линзовидная и жилообразная, реже наблюдаются изометричная или угловатая с многочисленными апофизами. Длина их по простиранию колеблется от нескольких метров до десятков метров, не превышая 50-60 м. Мощность изменяется от десятков см до 3-10 м. Они представляют промышленный интерес. Минеральный состав сплошных руд довольно однообразен. Они на 70-90 % представлены агрегатом магнетита, титаномагнетита и ильменита. Магнетит несколько преобладает (иногда в 2-3 раза) над ильменитом. По сравнению с вмещающими их вкрапленными рудами зерна рудных минералов здесь более крупные (до 3-5 мм). В незначительных количествах в рудах присутствуют сульфиды (пирит, пирротин, халькопирит, марказит и пентландит), которые обычно образуют отдельные мелкие зерна и, реже, их агрегаты. Характерной особенностью сплошных руд является повышенное содержание шпинели, количество которой в отдельных образцах достигает 10-30 %. В сплошной массе рудного вещества

Таблица 1

Классификация титаномагнетит-ильменитовых и апатит-титаномагнетит-ильменитовых руд Арсентьевского месторождения

Тип ОсновныеХ. признаки Сингенетический Эпигенетический

Характер орудекения 1. Рассеянно-вкрапленный II. Густовкрапленный III. Массивный (сплошной)

Минеральная разновидность РУД Титаномагнетит-ильмениговые Титаномагнетит-ильметповые Апатит-титаномагнетит-ильменетовые Тиганомагнетптг-ильменшовые

Вмещающие породы Габбро, керсутитовое габбро, пироксеншы

Форма и размер рудных тел Крупные, средние и мелкие гагастообразные, линзовидные. Слагают линейно вытянутые зоны, которые следуют общей кольцевой структуре массива Средние и мелкие пластообразные, линзовидные и жильные

Количество рудных минералов (воб.%) <20 обычно 5-10 20-40 70-90

Минеральный состав руд (в об. %) Окислы Сульфиды Нерудные 5-20 1-2 60-80 30-75 ДОЗ 60-80 75-90 до 10 5-10

Ведущие нерудные минералы Оливин, пироксен (авгит, пижонит) и плагиоклаз. Встречаются амфибол (керсутит) и биотит Плагиоклаз, пироксен, керсутит

1 Апатит

Преобладающие текстуры Вкрапленная, прожилково-вкрапленная, гнездовая, полосчатая Массивная, реже шпнистая

Преобладающие структуры Средне- и мелкозернистая, сидеронитовая, структуры распада твердых растворов (эмульсионная, пластинчатая, решетчатая) Преимущественно мелкозернистая, структуры распада твердых растворов (пластинчатая, решетчатая)

наблюдаются включения силикатных минералов (плагиоклаз, пироксен, керсутит).

5.2 Минеральный состав руд

Рудные минералы пользуются широким распространением во всех типах оруденения. Они относятся к двум классам: окисные минералы и сульфиды. Главными

рудными компонентами являются Ре-Т1 окисно-рудные минералы, сульфиды играют резко подчиненную роль.

Ильменит в сингенетических рудах наблюдается в виде: отдельных анизотропных зерен. Он представлен зернами с различной степенью идиоморфизма размером 0,2x0,3

мм, 3x3 мм, обычно около 1 мм. В более крупных зернах ильменита заметно полисинтетическое двойникование и иногда видны тонкие (около 0,001 мм) вростки гематита, ориентированные параллельно спайности в ильмените. Свободный ильменит в густовкрапленных апатит-титаномагнетитовых рудах часто содержит включения апатита и очень редко сульфидов. Ильменит в структуре распада твердого раствора пользуется очень широким распространением в массивных и густовкрапленных рудах Арсентьевского массива и отличаются большим разнообразием. Наиболее распространены пластинчатая и решетчатая структуры распада. Соотношения в них магнетитовой и ильменитовой составляющих крайне неравномерны. Так, если в массивных рудах это соотношение грубо можно оценить как 3 : 1, то в некоторых густовкрапленных рудах присутствует почти чистый магнетит, а ильменит в нем представлен единичными тонкими пластинками толщиной 0,001-0,01 мм. В массивных рудах ильменит образует густые решетки распада в магнетите, ориентированные в основном согласно отдельности минерала; толщина отдельных пластинок крайне неравномерна-от 0,001 до 0,1 мм. Обычно в центральной части зерна преобладает очень густая микрорешетчатая структура распада, образованная тонкими, пересекающимися пластиночками ильменита. Иногда в центральной части зерна теряется ориентировка ильменитовых пластинок, они сливаются друг с другом, образуются эмульсионная и петельчатая структуры. К периферии зерна пластинки становятся толще, а образуемая ими решетка - реже. Менее распространены в массивных рудах грубые прорастания ильменита и магнетита в виде пластин толщиной от 0,3 до 2,0 мм. Эта структура может быть названа грубопластинчатой. Боковые плоскости выделений ильменита обычно прямолинейны, а торцовые зазубрены. Иногда выделения ильменита теряют пластинчатую форму, становятся аллотриоморфными, выполняют промежутки между зернами магнетита, проникают внутрь зерен. Такой ильменит выделялся, по-видимому, позднее, чем ильменит тонких эмульсионных включений. Эта структура наиболее характерна для массивных руд, хотя в качестве второстепенной она проявляется и во вкрапленных рудах.

Титаномагнетит со структурой распада твердого раствора наиболее распространен в массивных рудах. Обычно присутствует в зернах диаметром до 2-3 мм. В случае замещения титаномагнетита силикатным материалом наиболее подверженным оказывается магнетит. Применение геотермометра (Anderson, Lindsley, 1985) с использованием программы ILMAT (Lepage, 2003) для близких по времени образования минеральных пар титаномагнетит-ильменит, позволило определить температуру их кристаллизации (634°С - вкрапленные руды, 620°С -массивные) и летучесть кислорода (-17,43 и -20,34 lgfö соответственно), отвечающим условиям буфера QFM.

Магнетит сингенетических руд встречается в виде: пылевидного магнетита, связанного с оливином и с биотитом; тонких (0,01-0,2 мм) прожилков, секущих титаномагнетит и породообразующие минералы; реакционных кайм между ранннее образовавшимся оливином и ромбическим пироксеном. Важнейшей особенностью магнетита массивных руд является обогащенность ТЮ2, А1203, MgO относительно магнетита вкрапленных руд.

В массивных рудах часто отмечается появление зеленой шпинели. Она образует несколько форм: 1 - в зернах диаметром до 0,5 мм, ассоциирующей с титаномагнетитом, 2 - приуроченных к краям зерен ильменита, 3 -находящимся на стыке между зернами рудных минералов. Апатит распространен неравномерно, содержание его изменяется в значительных пределах и нередко возрастает настолько, что руды становятся апатит-ильменит-титаномагнетитовые. Содержание фтора в апатите из вкрапленных и густовкрайленных руд достигает 2-3,5 мас.%, в массивных рудах -1-2 мас.%.

В качестве второстепенного минерала в рудах отмечаются амфибол паргасит-керсутитового ряда (Leake et al., 1997. В амфиболах массивных руд значительно выше содержание А120з, Na20, Ti02 и меньше FeO по сравнению с вкрапленным типом оруденения. Плагиоклаз в сплошных рудах зональный, что указывает на более быстрое остывание массивных руд относительно вкрапленных. Зональность определяется по содержанию Sr: от края к центру количество Sr уменьшается. В биотитах сплошных руд значительно меньше FeO и, соответственно, больше MgO, Ti02, Na20, чем во вкрапленных рудах.

5.3 Химический состав руд

По содержанию Р205 густовкрапленные руды разделились на низко фосфорные (0,22-1 мас.%) и высоко фосфорные (1-3,44 мас.%). Для высокофосфорных руд характерна прямая зависимость между ТЮ2 и Р205 (рис. 6). Массивные руды содержат ТЮ2- 12,73-16,5 мас.%, Fe203 - 37,1 -42 мас.%, FeO - 21,1-26 мас.%, Р205 0,06 - 0,21 мас.%. Содержание А1203 во вкрапленных рудах значительно выше (13-22 мае. %), чем в массивных

рудах (5,4-6,7 мас.%). Массивные руды имеют следующие геохимические особенности: повышенные содержания V (от 1400 до 1600 г/т), Zn (от 200 до 500 г/т) и Со (от 73 до 112 г/т); низкие концентрации Сг (от 21 до 36 г/т), № (содержание которого на уровне чувствительности анализа) и Sr (от 60 до 210 г/т). В сингенетических рудах отмечаются более низкие содержания V: от 94 до 270 г/т во вкрапленных, 520 - 550 г/т - в густовкрапленных. Zn от 83 до 110 г/т соответственно. В них Сг и Ni также присутствует в небольших количествах (Сг -25 - 140 г/т и Ni 15 - 26 г/т). На графиках соотношения петрогенных элементов и элементов-примесей (см. рис. 6) хорошо видно, что син- и эпигенетические руды образуют обособленные поля без промежуточных разностей.

5.4. О генезисе титаномагнетит-ильменитового оруденения

Изложенный в работе материал только в небольшой мере отражает сложность проблемы рудоносности моностойского комплекса. Отношение оруденения к магматизму показывает, что главным в проблеме рудообразования являются не источники рудных металлов, а механизмы их избирательной концентрации в магматических системах. В эффективном выражении они возникают только в условиях, в которых обычное развитие магматизма осложняется эффектами жидкостной несмесимости с обособлением от силикатных расплавов оксидных фаз (Маракушев, Безмен, 1992). Сингенетические 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 (рис. 7).

Рис. 7. Схематическая модель эволюции магмы и образования массивных руд в Арсентьевском массиве.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В формировании Арсентьевского массива участвуют две разновидности сиенитов. Первые (Na20+K20=9, Na20/K20=l,2, al—2,1, низкие содержания Si02 и повышенные - FeO*, Ti02, Ва, Zr, Rb = 58-100 г/т, Sr = 800-1300 г/т, 87Sr/86Sr = 0,70518) являются самимми поздними дифференциатами субщелочной базальтоидной магмы. Вторые (Na20+K20=l 1,7, Na20/K20=0,96, al'=5,8, Rb = 20-60 г/т, Sr = 90-320 г/т,

87sr/86sr = 0,70553) являются самостоятельной фазой и представляют собой щелочно-полевошпатовые сиениты.

Массив является малоглубинным (3-5 кбар) расслоенным двуфазным плутоном пермь-триасового возраста (I фаза - 279,5±2,0 млн. лет, U-Pb метод, II фаза - 238±22 млн. лет, Rb-Sr метод).

Модельные расчеты показали, что породы расслоенной серии массива образовались в результате кристаллизационной дифференциации из расплава, по составу отвечающего субщелочному базальту. Формирование сиенитов первой фазы происходило из остаточных расплавов, образовавшихся в процессе кристаллизационной дифференциации того же состава в глубинной магматической камере.

Титаномагнетит-ильменитовое оруденение пространственно и генетически связано с габброидами массива.

В дифференцированных габброидах массива развито два генетических типа оруденения: сингенетическое (ТЮ23,5 -7,8 мае. %, FeO до 45 мае. %, содержание ульвошпинелевого минала в магнетитах до 1 мол. %) и эпигенетическое (ТЮ2 12,73-16,5 мае. %, FeO* 58,2-68,7 мае. %, содержание ульвошпинелевого минала в магнетитах 15-18 мол. %). По химическому составу руды массива относятся к железо-титан-ванадиевым.

Вкрапленные руды образовались совместно с габброидной расслоенной серией массива. Формирование эпигенетических руд связано с процессами ликвации в "промежуточной" магматической камере и последующей инъекцией рудного расплава в ослабленные зоны застывающего плутона.

Список основных публикаций по теме диссертации:

1. Badmatsyrenova R.A., Orsoev D.A. Geochemical features of titanomagnetite-ilmenite mineralization in the Arsentyev massif (Transbaikalia)//Geochimica et Cosmochimica Acta. 2003. V.67. №18 (SI). P. A31.

2. Бадмацыренова P.A., Орсоев Д.А. Породообразующие ассоциации Арсентьевского габбро-сиенитового массива (Западное Забайкалье)//«Геохимия магматических пород». Труды XXI Всерос.семинара по геохимии магм.пород, 3-5 сентября 2003г., ГИ КНЦ РАН - Апатиты: Изд-во Кольского научного центра.

2003. С. 25-26.

3. Бадмацыренова Р.А., Орсоев Д.А. Моделирование физико-химических условий формирования расслоенной серии Арсентьевского массива // Геология, поиски и разведка полезных ископаемых и методы геологических исследований. Сборник избранных трудов научно-технической конференции. Вып. 4. Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2004. С. 175-178.

4. Badmatsyrenova R.A., Orsoev D.A. Genesis of titanomagnetite-ilmenite ores with apatite, Arsentyev massif, Transbaikalia // Geochimica et Cosmochimica Acta.

2004. V68.N ll.Suppl. 1. A 655. 5.4. P13.

5. Badmatsyrenova R.A., Orsoev D.A. Computer simulation of titanomagnetite-ilmenite mineralization formation, Arsentyev massif, Transbaikalia, Russia II 32nd Int. Geol. Congr. Italy. 2004. Abs. V. 1. A. 100-17. P. 474.

6. R. Badmatsyrenova, D. Orsoev Origin of titanomagnetite-ilmenite mineralization, Arsentyev gabbro-syenite massif, Transbaikalia, Russia U Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge. Proceedings of the Eighth Biennial SGA Meeting Beijing, China. 2005. 7-1.

7. Бадмацыренова P.A., Орсоев ДА, Мехоношин А.С., Посохов В.Ф. Габбро-сиенитовые ассоциации - индикаторы пермь-триасового постколлизионного магматизма ЦАСП // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. Вып. 4. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2006. Т. 1. С. 25-28.

8. Бадмацыренова Р.А., Бадмацыренов М.В. Титаномагнетит-ильменитовое оруденение Арсентьевского габбро-сиенитового массива, Западное Забайкалье // Вестник Бурятского университета. Серия 3. География, геология. Вып. 7. Улан-Удэ: Изд-во Бурятского госуниверситета, 2006. С. 209-214.

9. R. A. Badmatsyrenova Arsentyev gabbro-syenite massif: New geochemical and isotopic data// Geochem Cosmoch Acta. 2009. V. 73. S. 1. P. 68.

10. Кислов E.B., Гусев Ю.П., Орсоев ДА, Бадмацыренова Р. А. Титаноносносгь Западного Забайкалья // Руды и металлы. 2009. № 4. С 3-12.

11. РЛ. Бадмацыренова, М.В. Бадмацыренов Источники базитового магматизма Западного Забайкалья в позднем палеозое по геохимическим и изотопным данным // Геология и геофизика, в печати.

12. Р.А. Бадмацыренова, Д.А. Орсоев, М.В. Бадмацыренов, С.В. Канакин Титаномагнетит-ильмениговое оруденение Арсентьевского габбро-сиенитового массива Западного Забайкалья, Россия // Известия Сибирского отделения секции наук о Земле Российской Академии естественных наук. Геология, поиски и разведка рудных месторождений, в печати.

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 и-РЬ датирования.

№20+К20, мае. %

XX . /

л * и*. 1

коливиновое габбро Е пироксенит • габбро

о • керсутотовое габбро

О о х

г о анортозит

О & монцодиорит

X сиенит I фазы сиенит II фазы

ею,, мае. %

30 35 40 45 50 55 60 65 70

Рис. 2. Положение фигуративных точек составов пород Арсентьевского массива на классификационной диаграмме №20+К20 - БЮ2 (Классификация...,1981)

чР о4-

'(Л

70 60 50 40 30

5 10

мае. %

О4.

ГО §

го 2

5 10

мае. %

30 5? 25 20

го

сл"

»м <

15 10 5

©о

Л*

5 10

М§0, мае. %

о4

ГО

<ч

10 8 б 4 2 0

ААэф

ь «Ж

5 10

М§0, мае. %

ч1

ГО

<э

го и

15 10 5 0

в,

№

5 10

ГУ^О, мас.%

и ГО

'Ю

5 10

МиО, мае. %

чР о^ 20

П5 15

■м 10

ф 5

и.

5 10

мае. %

о^

и ГО

5 О

'М

о.

4 3 2 1

0 « 0

О о

о „

О4

5 10

М§0, мае. %

Рис. 3. Вариационные диаграммы составов пород Арсентьевского массива. Условные обозначения на рис. 2.

Ьа Се Рг N(1 Бт Ей Сс1 ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ 1и

Рис. 4. Спектры редкоземельных элементов, нормированных к хондриту С1 (Воу1:оп7 1984). Условные обозначения на рис. 2.

0.5136-

тЗ 2

0.5122-

0.5120

о о о о ОС о о

г- г- г-

"БгЛБг

Рис. 5. Положение поля изотопного состава сиенитов Арсентьевского массива в системе полей мантийных магматических источников на диаграмме £N<1 -875Г/865Г.

80 л

Д Д Д

д Д д д д

MgO, мае.1

* д

Ад

♦♦ул.

5 10 15

ТЮз, мае. %

10 15 20

ТЮ2, мае. %

♦ I ■ 2

Д 3

10 1 ТЮ2, мас.%

Рис. 6. Вариационные диаграммы состава руд Арсентьевского массива, вкрапленные, 2 - густовкрапленные, 3 - массивные.

Подписано в печать 18.11.2010 г. формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Объем 1,4 печ. л. Тираж 100. Заказ №51.

Отпечатано в типографии Изд-ва БНЦ СО РАН. 670047 г. Улан-Удэ ул. Сахъяновой, 6.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Бадмацыренова, Роза Александровна

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. Состояние проблемы

Глава 2. Геологическое строение Арсентьевского габбро-сиенитового массива

2.1. Краткая геологическая характеристика массива

2.2. Геологическое строение массива

2.3. Абсолютный возраст массива и некоторые геодинамические следствия

Глава 3. Вещественный состав пород массива

3.1. Петрографическая характеристика пород

3.2. Минералогическая характеристика пород

3.3. Петро-геохимические и изотопные особенности пород массива

Глава 4. Моделирование процессов кристаллизации расслоенной серии массива

Глава 5. Минералого-геохимическая харатеристка титаномагнетит -ильменитовых руд

5.1. Классификация руд

5.2. Минеральный состав руд

5.3. Химический состав руд

5.4. О генезисе титаномагнетит-ильменитового оруденения массива

5.5. Титаноносность Западного Забайкалья 139 ЗАКЛЮЧЕНИЕ 144 Список литературы

Сокращения и символы

Минеральные фазы и миналы: Р1 — плагиоклаз, 01 — оливин, Орх -ортопироксен, Срх — клинопироксен,

§1 — магнетит, Ро - форстерит, Ра — фаялит, Еп — энстатит, Рб — ферросилит, Wo - волластонит, АЬ — альбит, Ап -анортит, Ог - ортоклаз, 8р1 - шпинель, Ап^ - амфибол, К^б - калиевый полевой шпат, Кгб — керсутит, В1 - биотит, Ар - апатит, С^г — кварц. Петрохимические коэффициенты: М^О* 100/(

§0+Ре0+Ре203) - общая магнезиальность пород. аГ = А12Оз/(РеО+Ре2Оз+ М^О) - коэффициент глиноземистости. f = РеО+Ре2Оз+ MgO+ ТЮ2 - фемичность. Ка = Ыа20+К20/А1203 - коэффициент агпаитности. Минеральные коэффициенты: f=Fe*100/(Fe+Mg) — железистость пироксенов и оливинов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Арсентьевский габбро-сиенитовый массив"

Актуальность исследований I

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 манти л 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).

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 al., 2005; Pang et al., 2008; Быховский и др., 2009). Поэтому актуальным является комплексное изучение подобных рудно-магматичес'ких 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

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Исследование геологического строения массива.

3. Определение генетических соотношений интрузивных фаз внедрения, участвующих в строение массива.

4. Проведение геохронологических исследований с помощью и-РЬ и ЯЬ-Бг методов для определения возраста пород.

Научная новизна работы

1. Детализировано геологическое строение массива.

2. Впервые для массива на современном уровне изучен геохимический и. изотопный состав пород, слагающих массив.

3. На основании определения абсолютного возраста пород массива .(Ц-РЬ и Ш)-8г 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.

4. Обосновано формирование массива в две интрузивные фазы: ранняя, представленная дифференцированной габбро-сиенитовой серией и поздняя, сложенная щелочно-полевошпатовыми сиенитами.

5. 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 СЖМ.

6. Получены изотопные данные (Sr, Nd, О), свидетельствующие о мантийном источникеродоначального магматического расплава.

7. 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., у

Фактический материал и методы исследований

Основу работы составили геологические материалы, собранные в ходе, полевых работ 2002-2005 гг.

Для решения поставленных в работе задач: был изучен обширный, литературный и авторский, материал; основанный на- детальном минералогическом, петрографическом; петрохимическом, изотопно-геохимическом исследовании, пород, и- руд. Петрографическая. характеристика пород основана наг результатах изучения порядка 150 прозрачных шлифов и аншлифов, 45 полированных шлифов.

Основной- объём аналитических работ выполнен в Геологическом'! институте СО РАН. Петрогенные элементы (112 проб) определялись,методом? стандартного силикатного? анализа. Cr, Go, V, Ni. и Си (105 проб) * определялись атомно-абсорбционным методом и щел очно-плазменной фотометрией в ГЕОХИ, СО РАН, элементы - примеси (105- проб) определялись рентген-флюоресцентным методом на установке УКА-ЗО. Пределы обнаружения для рентген-флюоресцентного анализа составляют (г/т): ЯЬ -3, Ва - 50, 8г - 5, Ъх - 15, №> - 2, У - 3, № - 50, Си -50.

Редкоземельные элементы (7 анализов) определялись спектральным методом с предварительным химическим обогащением проб в Геологическом институте СО РАН, а также 1СР-М8 методом (43 анализа) в Институте геохимии СО РАН, г.Иркутск и в Институте геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск. Пределы обнаружения для 1СР-МБ метода составляют (г/т): Сг - 6, Со - 0.9, № - 1.4, Си - 2.6, КЬ - 1.7, 8г - 0.5, У - 0.6, Ъх - 0.4, № - 0.2, Ва - 0.1, ЛЕЕ - п х 10"6"7.

Анализы минералов (315 анализов) выполнены на модернезированном микроанализаторе МАР-3 в ГИН СО РАН при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 40 нА, времени измерения 10 сек и диаметре зонда 2-3 мкм и электронном микроскопе ЬЕО - 1430 (106 анализов) с энергодисперсионным спектрометром 1псаЕпе^у-300. Расчёт составов минералов производился на основании алгоритмов, разработанных Ю.Г.Лаврентьевым (ОИГГМ СО РАН). В качестве эталонов использовались природные минералы, в отдельных случаях искусственные сплавы. Пределы обнаружения составляют (мас.%): 8Ю2 - 0.11, ТЮ2, МпО - 0.05, А1203, Сг2Оэ, ]У^О, БеО -0.07, СаО, К20 — 0.03, Иа20 - 0.1 - 0.2; стандартные отклонения (для породообразующих силикатов, таких как оливин, пироксен, амфибол, плагиоклаз) в среднем (мас.%): 8Ю2 - 0.25, ТЮ2 - 0.02, А12Оз - 0.07, Сг2Оэ -0.02-0.04, БеО - 0.07, МпО - 0.02, MgO - 0.1-0.24, СаО - 0.06-0.6, Иа20 -0.05-0.15, К20-0.01-0.02.

Подготовка для Ш>8г анализа проводилась в ГИН СО РАН по методике (Андреев и др., 1991), а измерения осуществлялись на масс-спектрометре Р1пш§ап МАТ-262 Центра коллективного пользования (г. Иркутск). 13-РЬ датирование цирконов (9 точек) осуществлялось на ионном микрозонде ЗНЮМР-П в Центре Изотопных Исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург).

Изотопный состав кислорода в минералах (4 определения) проводился в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН. Погрешность анализов в магнетите ± 0,5 %о.

Для оценки Р-Т условий кристаллизации пород использовалась известные минеральные геотермометры и геобарометры. Оценка температуры кристаллизации пород массива проводилась по оливин-шпинелевому (Lehmann, 1983), пироксен-амфиболовому (Перчук, 1970), плагиоклазовому (Nekvasil, 1992) и двупироксеновому (Wells, 1977; Wood, Banno, 1973; Mori, Green, 1978) геотермометрам.

Температуры кристаллизации рудных минералов определялись с помощью геотермометра А.Баддингтона и Д. Линд ели (1964), скорректированный Ю.А.Полтавец (1975), основанный на распределении титана между сосуществующими ильменитом и титаномагнетитом.

Для определения давления применялся клинопироксеновый барометр (Nimis, Ulmer, 1998, Nimis, 1999).

Изотопный анализ кислорода выполнен в лаборатории стабильных изотопов аналитического центра ДВГИ ДВО РАН (аналитики Веливецкая Т.А. и Корчевская Т.И.). Подготовка образцов к масс-спектрометрическому изотопному анализу кислорода проведена по лазерной методике. Для разогрева пробы применялся инфракрасный непрерывный Nd-YAG лазер (1=1.064 mm, CW, 100W) Для выделения кислорода был взят BrF5. Выделенный при реакции кислород очищался от продуктов реакции и остатков реактива на криогенных ловушках и на поглотителе. Чистый кислород вымораживался в отдельный контейнер на силикагель ттри температуре жидкого азота. Измерение изотопных соотношений 180/160 проведено на изотопном масс-спектрометре Finnigan МАТ 253 с использованием двойной системы напуска. Вес анализируемых образцов

1 о составлял 2-3 мг. Воспроизводимость определения 8 О (1а) образцов составлял 0.2 %о, п=963. Калибровка метода проведена по лабораторным стандартам и международным стандартам NBS-28, NBS-30.

Отнесение минералов к определенному минеральному виду проведено в соответствии с существующими справочниками (Минералы, 1960-2003, Дир, 1965,1966; Morimoto, 1989). Для амфиболов и слюд использованы рекомендации международной комиссиии (Номенклатура., 1997, 1998, i Л (Л

Leake et al., 1997). Количество Fe и Fe определено расчетным методом по методике Н. Рока и Б.Лика (Rock, Leake, 1984) и А.Г. Булаха (1967).

Для модельных расчетов параметров кристаллизации базальтовых магм использовалась программа «COMAGMAT 3.57» (Арискин, Бармина, 2000). Обработка полученной информации проводилась на компьютере с использованием программного пакета «Microsoft Office», а также ряда специализированных разработок геологичнского и петрографического направления: «Minpet», «Newpet», «Igpet», «Crystal», «TPF», «Grafer», «Pluton», «Gtb» 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), XXI 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 32 работы, 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

1 г 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. *

Объем и структура работы

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Бадмацыренова, Роза Александровна

Выводы:

1. Арсентьевский расслоенный массив образовался за счет процессов кристаллизационной дифференциации из щелочной Fe- и Ti-обогащенной материнской магмы. Аргументы в поддержку этой модели следующие: обогащение легкими РЗЭ относительно тяжелых; обогащение Ti относительно элементов с подобными свойствами; истощение U, Th, Zr и Hf по сравнению с другими высокозарядными элементами; наличие магматических зерен биотита (содержание ТЮ2 до 3,5 мае. %) и керсутита.

2. Сидеронитовая структура эпигенетических руд; образование келифитовых кайм на контакте рудных зерен с плагиоклазом, пироксеном и роговой обманкой, состоящих из актинолита, хлорита, биотита; соссюритизация плагиоклаза; форма и характер рудных выделений; взаимоотношение рудных тел с вмещающими породами указывает на образование оруденения из остаточных, обогащенных железом и титаном, расплавов габбровой магмы.

3. В качестве следов воздействия летучих, которые концентрируются в остаточном расплаве, мы рассматриваем изменение первичных магматических минералов, особенно пироксена, который превращается в керсутит. Для эпигенетических руд характерна тесная ассоциация магнетит-керсутит-апатит, т.е. ассоциация Fe, Ti, Са, Н2О, Р, F.

Пироксен + Н20 + Ti —> Керсутит + Са2+ Са2+ + Р042" + F Апатит

4. Арсентьевский массив значительно дифференцирован, т.е. представленным различными интрузивными дифференциатами базальтовой магмы, поэтому для него характерно наличие массивных руд значительных по своему объему (170 млн. т).

5. Сингенетические руды массива содержат в себе большое количество апатита, обуславливая тем самым образование апатит-титаномагнетит-ильменитового оруденения. Экспериментальные исследования показывают, что при содержании 1-2 мас.% Р2О5 можно получить составы, близкие к природным, и насыщенный железом расплав, который можно рассматривать как источник железа при формировании магматических магнетитовых месторождений. Во вкрапленных рудах массива отмечается содержание Р205 до 3,5 мае. %. Содержание F в апатите достигает 3 мае. %. Также в рудах отмечаются вкрапленность сульфидов. Наличие сульфидов и апатита говорит, что S, Р, F, возможно были теми составляющими, которые способствуют процессам ликвации.

6. Известно, что благодаря своим геохимическим особенностям Cr и Ni в магматическом процессе обогащают ранние дифференциаты, а V и Со поздние, поэтому отношения Cr/V и Ni/Co являются индикаторами стадийности рудообразования (Мехоношин и др., 1986). Сингенетические руды имеют низкие отношения Cr/V (0,20 - 0,46) и Ni/Co (0,12 - 0,55), указывающие на формирование их при процессах дифференциации, накапливаясь в остаточном расплаве.

7. Применение геотермометра (Anderson, Lindsley, 1985) с использованием программы ILMAT (Lepage, 2003) для близких по времени образования минеральных пар титаномагнетит-ильменит, позволило определить температуру их кристаллизации (634°С — вкрапленные руды, 620°С - массивные) и летучесть кислорода (-17,43 и -20,34 lgfO соответственно), отвечающим условиям буфера QFM.

8. Рудно-оксидный расплав был внедрен в ослабленные зоны или прототектонические трещины в уже практически сформировавшуюся дифференцированную серию массива. Поэтому он охлаждался быстрее и как следствие мы наблюдаем в сплошных рудах менее распавшееся структуры. Так магнетит богаче А1, Т1, М^, ильменит - А1, М§ по сравнению с вкрапленными рудами, которые при медленном остывании имеют более продвинутые структуры распада и разделены на магнетит и ильменит. Наличие зонального плагиоклаза в сплошных рудах так же говорит о быстром остывании сплошных руд относительно вкрапленных.

9. Поскольку массивные и сингенетические руды имеют тесную пространственную ассоциацию, то, в целом, оруденение имеет ликвационно-кристаллизационный генезис.

5.5. Титаноносность Западного Забайкалья г

Титаномагнетитовые руды в настоящее время являются одним из ведущих промышленных типов железорудных месторождений и основным видом минерального сырья для получения ванадия. Ильменит-титаномагнетитовый тип этих руд - важный источник получения титана. Они традиционно относятся к позднемагматическому классу магматогенных месторождений, пространственно и генетически связаны с ультрабазит-базитовыми ь комплексами.

Титаномагнетитовые месторождения разведаны во многих странах мира: в ЮАР. Канаде, Норвегии, КНР, Украине. В России известны в Карелии, на Кольском полуострове и Урале, в Западной и Восточной Сибири, на Дальнем Востоке.

В структуре запасов, титана и ванадия титаномагнетитовые руды занимают значительную долю: за рубежом с этим промышленным типом связано 6,5% подтвержденных запасов железных руд, около 60% запасов ТЮ2 и более 90% запасов V2O5; в России эти цифры составляют соответсвенно: 13, 48 и 92%.

Руды титаномагнетитовых месторождений комплексные железо-титан-ванадиевые. Содержание и соотношение титана, ванадия и железа в них варьирует в широких пределах: они могут быть существенно титановыми или существенно железо-ванадиевыми. Промышленную ценность месторождений повышает наличие ванадия. Кроме того, в ряде месторождений выявлены извлекаемые количества Sc, Си, Со, Ni, Au, Pt, Pd и др. В рудных и породообразующих минералах содержится скандий в ильменитах (60-80, до 500 г/т) и в пироксенах (до 240 г/т). Этот тип руд может стать основным источником большого количества сравнительно дешевого скандия. Кроме того, руды титаномагнетитовых месторождений содержащих апатит, могут обогащаться с получением из них концентрата, содержащего 36-38% Р2О5.С учетом значительных объемов добычи руд при освоении титаномагнетитовых месторождений (10-50 млн. т в год), они могут стать одним из основных источников фосфатного сырья регионального значения. Из вмещающих пород некоторых месторождений (Куранахское, Джугдурская группа), возможно попутное получение глиноземсодержащего сырья, отходы обогащения состоящие из «чистых» анортозитов содержат 24-26% А1203 и менее 3% 8Ю2.

Наиболее яркими примерами освоения и промышленного использования титаномагнетитовых руд за рубежом являются месторождения Бушвельдского массива (ЮАР), Лак-Тио(Канада), Паньжихуань (КНР) и др.

Для получения товарных титановых шлаков используются лишь богатые по титану руды (сод. ТЮ2 >30%) канадских месторождений. Остальные, за исключением ильменит-титамагнетитовых, перерабатываются только на железо и ванадий. Руды, содержащие свободный ильменит, .могут подвергаться специальному обогащению для его выделения: (месторождения США, Финляндии, Норвегии, Украины, России).

При содержании в титаномагнетитовых рудах (концентратах) ТЮ2 выше • 4,0% возникают трудности в процессе доменной выплавки чугуна. Руды и концентраты с более высокими содержаниями ТЮ2 могут использоваться в доменном процессе в шихте с обычными железными рудами. Для 4 самостоятельного использования богатые по железу руды, особенно содержащие ильменит, должны подвергаться предварительному обогащению с целью получения ильменитового концентрата и снижения содержаний ТЮ2 в титаномагнетитовом продукте.

Россия, наряду с Канадой, ЮАР, КНР и др. странами, обладает огромными запасами титаномагнетитовых руд - около 50% их мировых запасов. Всего на территории России выявлено, разведано и в различной степени оценено более 40 месторождений титаномагнетитов. Важной особенностью титаномагнетитов является возможность отработки этих месторождений открытым способом. Главными минералами этих месторождений являются титаномагнетит, ильменит, реже перовскит, магнетит и апатит. Государственным балансом запасов полезных ископаемых РФ на 01.01.2008 г. учтены запасы железных руд 7 титаномагнетитовых месторождений (Гусевогорское, Собственно Качканарское, Первоуральске, Висимское, Гора Малый Куйбасс, Чинейское, Куранахское), и запасы титаномагнетита в 2 месторождениях комплексных апатит-нефелиновых руд (Юкспорское, Кукисвумчоррское). Запасы титана учтены в 5 месторождениях, в том числе 3 представленые ильменит-титаномагнетитовыми рудами (Медведевское, Чинейское, Копанское), 1 - титаномагнетитовыми (Подлысанская группа) и 1 апатит-ильменит-титаномагнетитовыми (Кручининское). Запасы титана учтены также в двух аллювиальных х титаномагнетит-ильменитовых россыпях - бассейна р. Ай на Урале и Ариадненское на Дальнем Востоке.

В пределах Гусино-Удинской минерагенической зоны расположены Арсентьевское месторождение, Верхне-Зуйское проявление и Оронгойский пункт минерализации, генетически связанные с габброидами первой фазы бичурского комплекса.

На Арсентьевском месторождении выделено 17 рудных зон мощностью 11 - 300 м и протяженностью 132 - 1040 м. В пределах этих зон выделяется более 90 тел вкрапленных, густовкрапленных и сливных руд. Содержание оксида титана во вкрапленных рудах - 3-7%, густовкрапленных - 7-15%, сливных - 10-18%. Содержание железа соответственно 10-25%, 20-40% и 3055%. Наиболее распространены вкрапленные руды. Забалансовые запасы Арсентьевского месторождения категории С1+С2 составляют: титана — 3,5 млн. т (при бортовом содержании оксида титана 4%); железа — 17,8 млн. т (при среднем содержании Ре203 20,78%); пятиокиси фосфора - 2,9 млн. т (при среднем содержании 2,39%), пятиокиси ванадия - 69,6 тыс. т (при среднем содержании 0,058%).

Оронгойский массив расположен в крайней северо-западной части хребта в 2 км к востоку от п. Нижний Убукун. Занимает площадь около 20 км2. Сходен с Арсентьевским, но преобладают лейкократовые габброиды.

Все разновидности габброидов в том или ином количестве содержат вкрапленность и гнезда титаномагнетита и ильменита. Отмечены линзовидные тела густовкрапленных и небольшие по мощности жилы сплошных руд среди роговообманково-пироксеновых габбро.

Зуйский массив расположен в центральной части хребта Моностой. л

Обнаженная габброидная часть интрузива занимает площадь около 8 км . Преобладают сильно дифференцированные габбро с отчетливо выраженной трахитоидностью и полосчатостью. Наиболее распространены оливиновые габбро с послойным обогащением титаномагнетит-ильменитовой минерализацией, переходящие в феррогаббро. Для центральной части массива характерно грубополосчатое строение и наличие участков, обогащенных рудным компонентом. Содержание Т1О2 в мелковкрапленной руде от 7 до 11%.

Иройский массив - крупный габбро-сиенитовый интрузив с рассеянной вкрапленностью ильменита и титаномагнетита. Наиболее обогащены отдельные мелкие тела пироксенитов, иногда переходящие в сплошные ильменит-титаномагнетитовые руды. Отмечена незначительная примесь ванадия. Проявление Иройское приурочено к контакту монцонитов бичурского интрузивного комплекса с кристаллическими известняками темникской свиты. Рудные тела представляют собой крутопадающие жилы или вытянутые штокообразные тела. Мощность рудных тел 12 - 35 ¿1, в раздувах до 40-45 м, протяженность достигает 120 м. Руды преимущественно сливные. Минерализация представлена магнетитом, титаномагнетитом и ильменитом. По данным химического анализа, содержание оксида титана в рудах составляет 5-10%, оксида железа 50-55%.

Таким образом, использование титаномагнетитовых руд как железорудного сырья можно считать задачей, решенной промышленностью: например, в Уральском регионе они являются ведущим типом руд, обеспечивающим 86% добычи железных руд. Важным условием их использования является обязательное обогащение руд с целью получения низкотитанистого (до 2-3% ТЮ2) титаномагнетитового концентрата.

В месторождениях титаномагнетитовых руд необходимо выделять богатые ильменитсодержащие типы, позволяющие при обогащении получать ильменитовые концентраты, являющиеся наиболее качественным сырьем„цля получения пигментного диоксида титана по сернокислотной технологии. Требует изучения возможность использования титаномагнетитовых концентратов: для переработки их на титановые шлаки, титановые пигменты и другую титановую продукцию.

Неуклонное возрастание роли титаномагнетитовых руд в добыче железорудного, титанового и ванадиевого сырья - реальность XXI века. Это обусловлено, во-первых истощением запасов магнетитовых руд "для открытого способа добычи. Во-вторых, благодаря своим горногеологическим и минералого-технологическим особенностям - широкому распространению, крупным запасам, сравнительно простому геологическому строению (I и II группа по сложности); возможностям открытого способа отработки, простой технологии обогащения, позволяющей получать железорудные концентраты с низкими содержаниями вредных примесей — г серы и фосфора, высокой комплексности руд, использованию отходов (щебень и др.). Пристальное внимание следует уделить оценке возможностей использования анортозитов, содержащих более 24% А1203, как сырья для производства глинозема.

Комплексный характер этих руд, содержащих редкие, благородные и цветные металлы, повышает интерес недропользователей к этому виду сырья. Железо-титан-ванадиевые и ильменитовые концентраты, несомненно, представляют интерес как выгодная экспортная продукция. Еще больший интерес представляет продукция последующих переделов - титановый шлак, тетрахлорид титана, пигментный диоксид титана, титановая губка, а также чугун, ванадиевый шлак.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, на основании проведенных исследований можно сделать ряд выводов:

1. В формировании Арсентьевского массива участвуют сдве разновидности сиенитов. Первые (Ыа20+К20=9, Ка20/К20=1,2, а1-2,1, низкие содержания 8Ю2 и повышенные - БеО*, ТЮ2, Ва, 2г, Шэ = 58100 г/т, Бг = 800-1300 г/т, 878г/8б8г = 0,70518) являются самимми поздними дифференциатами субщелочной базальтоидной магмы. Вторые (Ка20+К20=11,7, На20/К20=0,96, а1'=5,8, КЪ = 20-60 г/т, Бг = 90-320 г/т, 87$г/86$г = 0,70553) являются самостоятельной фазой и представляют собой щелочно-полевошпатовые сиениты.

2. Массив является малоглубинным (3-5 кбар) расслоенным двуфазным плутоном пермь-триасового возраста (I фаза - 279.5±2.0 млн. лет, и~РЬ метод, II фаза - 238±22 млн. лет, ЭД>8г метод).

3. Составы габброидов попадают в поле изотопных составов базальтов океанических островов (01В) и соответствуют базитам внутриплитных позднепалеозойских-раннемезозойских магматических ассоциаций.^

4. Модельные расчеты показали, что породы расслоенной серии массива образовались в результате кристаллизационной дифференциации из расплава, по составу отвечающего субщелочному базальту. Формирование сиенитов первой фазы происходило из остаточных расплавов, образовавшихся в процессе кристаллизационной дифференциации того же состава в глубинной магматической камере.

5. Титаномагнетит-ильменитовое оруденение пространственно и генетически связано с габброидами массива.

6. В дифференцированных габброидах массива развито два генетических типа оруденения: сингенетическое (ТЮг 3.5 -7.8 мае. %, БеО* до 45 мае. %, содержание ульвошпинелевого минала в магнетитах до 1 мол. %) и эпигенетическое (ТЮг 12.73-16.5 мае. %, БеО* 58.2-68.7 мае. %, содержание ульвошпинелевого минала в магнетитах 15-18 мол. %). По химическому составу руды массива относятся к железо-титан-ванадиевым.

7. Вкрапленные руды образовались совместно с габброидной расслоенной серией массива. Формирование эпигенетических руд связано с процессами ликвации в "промежуточной" магматической камере и последующей инъекцией рудного расплава в ослабленные зоны застывающего плутона.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Бадмацыренова, Роза Александровна, Улан-Удэ

1. Авдонин В В., О рудогенетической роли процессов ликвации // ДАН СССР. 1975. 224. № 4. С. 909-911.

2. Альмухамедов А.И. Геохимия титана в процессах формирования пластовых интрузий основного состава — В кн.: Геохимия редких элементов в ультраосновных комплексах Восточной Сибири. М.: Наука, 1973. С. 110-151.

3. Альмухамедов А.И., Медведев А .Я. Геохимия серы в процессах эволюции основных магм. М.: Наука, 1982. 148 с.

4. Альмухамедов А.И., Золотухин В.В., Альмухамедов Е.А. и др. Геохимическая модель гибридизации базальтовой магмы на приемере интрузии Тулей Кипяка (Таймыр) // Геология и геофизика. 1993. № 4. С. 42-50.

5. Арискин A.A., Бармина Г.С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации баальтовых магм. М.: Наука, 2000. 365 с.

6. Арискин A.A. Расчёт устойчивости титаномагнетита на ликвидусе базальтов и андезитов в связи с проблемой дифференциации толеитовых магм // Геохимия. 1998. N 1. С. 18-27.

7. Арсеньев A.A., Вировлянский Г.М., Смирнов Ф.Л. Генетические типы промышленных месторождений апатита. М. : Недра, 1971. 240 с.

8. Бадмацыренова P.A. Петрографические особенности габбро-сиенитовых пород Арсентьевского габбро-сиенитового массива//Материалы VI Международного симпозиума студентов, аспирантов и молодых ученых имени академика М.А. Усова. Томск. 2002. с. 81-82.

9. Бадмацыренова P.A., Бадмацыренов М.В. Титаномагнетит-ильменитовое оруденение Арсентьевского габбро-сиенитового массива, Западное Забайкалье // Вестник Бурятского университета.

10. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных эленментов. М.: Наука, 1976. 268 с.

11. Бардина Н.Ю., Попов B.C. Фениты: Систематика, условия формирования и значение для корового магмообразования // Записки РМО. 1994. Часть 123. Выпуск 6. С. 1-19

12. Бармина Г.С., Арискин A.A. Оценка химических и фазовых характеристик исходной магмы троктолитового интрузива Киглапейт (Лабрадор, Канада) //Геохимия. 2002. N10. С. 1071-1083.

13. Беличенко В.Г., Скляров Е.В., Добрецов Н.Л., Томуртогоо О. Геодинамическая карта Палеоазиатского океана. Восточный Сегмент // Геология и Геофизика. 1994. № 7-8. С. 29-41.

14. Берзин H.A., Колман Р.Г., Добрецов Н.Л. и др. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1р94. № 7-8. С. 8-28.

15. Бобылев И.Б., Анфиголов В.Н. Связь термохимических констант силикатов с полимерными равновесиями в расплавах // Геохимия. 1980. №7. С. 1750-1760

16. Богатиков O.A. Состав и генетические особенности титано-магнетитовой минерализации Арсентьевского массива в Бурятии. В кн.: Особенности формирования базитов и связанной с ними минерализации. М.: Наука, 1965. С. 199-227.

17. Богатиков O.A. Петрология и металлогения габбро-сиенитовых комплексов Алтае-Саянской области. М.: Наука, 1966. С. 240.

18. Богнибов В.И., Изох А.Э. и др. Состав и геодинамические обстановки формирования титаноносных ультрабазит-базитовых массивов Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геология и геофизика. 2000. 41. №8. С. 1083-1097.

19. Брынцев В. В.,Секерин А. П., Меныпагин Ю. В., Сумин JL В. Габбро-сиенитовая формация Главного Саянского разлома, геохимия и петрогенезис // Геология и геофизика. № 12.1994. С. 41-53.

20. Булах А.Г. Расчет формул минералов. 2-е изд. испр. и дополн. М.: Недра, 1967. 144 с.

21. Булгатов А.Н., Гордиенко И.В., Зайцев П.Ф., Турунхаев В.И. Геодинамическая карта Байкальского региона и сопредельных территорий. Улан-Удэ: Геологический институт СО РАН, 2004.

22. Буслов М.М., Ватанабе Т., Смирнова JI.B. и др. Роль сдвигов в позднепалеозойско-раннемезозойской тектонике и геодинамике Алтае-Саянской и Восточно-Казахстанской складчатых областей // Геология и геофизика. 2003. № 1-2. С. 49-75.

23. Виленский A.M. Зависимость путей кристаллизациии основных дифференциованных интрузий от режима щелочей в магме // Геол и полезн. ископ. Сб. 14, серия геол. 1963.

24. Габброидные формации Западной Монголии // А.Э. Изох, Г.В. Поляков, А.П. Кривенко, В.И. Богнибов, JI. Баярбилэг Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1990. 269 с.

25. Глазунов О.М. Геохимия и петрология габбро-пироксенитовой формации Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1975. 205 с.

26. О.Глазунов О.М. Геохимия и рудоносность габброидов и гипербазитов. Новосибирск: Наука, 1981. 192 с.

27. Глазунов О.М., Мехоношин A.C., Захаров М.Н. и др. Геохимия элементов группы железа. Новосибирск: Наука, 1985. С.200.

28. Горбачев Н.С., Налдретт А.Д., Лайтфутт П., Дохерти В. // Экспериментальное изучение распределения РЗЭ между сульфидным и силикатным расплавами // Докл. РАН. 1995.Т.341, №2. С. 243-245

29. Гордиенко И.В., Андреев Г.В., Кузнецов А.Н. Магматические формации палеозоя Саяно-Байальской горной области. М.: Наука, 1978. 220 с.

30. Граменицкий E.H., Щекина Т.И. Поведение РЗЭ и иттрия на заключительных этапах дифференциации фторсодержащих магм // Геохимия. 2005. №1. С. 45-59

31. Грудинин М.И., Гилев А.Ю., Коваленко С.Н. Габбро-сиенитовый комплекс Левой Безымянной (Южное Прибайкалье) //Геодиамическиережимы формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса: Сб. науч. тр. ИГУ -М.: Интермет Инжиниринг, 2001. С. 20-29.

32. Грудинин М.И., Рассказов C.B., Коваленко С.Н., Ильясова A.M. Раннепалеозойский габбро-сиенитовый Снежнинский массив Юго-Западного Прибайкалья // Геология и геофизика. 2004. Т. 45. № 9. С. 1092-1101.

33. Диденко А.Н., Моссаковский A.A., Печерский Д.М. и др. Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии // Геология и геофизика. 1994. №7-8. С. 59-75.

34. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Т.П. М.: Мир, 1965. 405с.

35. Добрецов H.JI. Пермотриасовый магматизм и осадконакопление в Евразии как отражение суперплюма // Докл. РАН. 1997. Т. 354. № 2. С. 220-223.

36. Добрецов H.JI. Эволюция структур Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и Алтае-Саянской области в Урало-Монгольском складчатом поясе // Геология и геофизика. 2003. № 1-2. С. 5-29.

37. Добрецов Н.Л., Берниковский В.А. Мантийные плюмы и их геологические проявления // Смирновский сборник-2001. М.: МГУ, 2001. С. 46-69.

38. Довгаль В. Н. Раннепалеозойские габбро-сиенитовые формации Центральной части Алтае-Саянской складчатой области. М.: Наука, 1968.208 с.

39. Жариков В.А., Горбачев Н.С. Экспериментальное изучение распределения РЗЭ между флюидом и базальтовым расплавом при Р = 5 кбар и Т = 1100-1300°С // Докл. РАН. 1993а.Т.330. №3. С. 363-365.

40. Жариков В.А., Горбачев Н.С., Дохерти В. и др. Фракционирование РЗЭ и иттрия во флютдно-магматических системах при высоких давлениях (по экспериментальным данным) // Докл. РАН. 19936. Т.331, №1. С. 91-94.

41. Изох А.Э., Поляков Г.В., Кривенко А.П., Богнибов В.И., Баярбилэг Л. Габброидные формации Западной Монголии. Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1990. 265 с.

42. Классификация и номенклатура магматических горных пород / Под ред. O.A. Богатикова, Н.П. Михайлова, В.И. Гонынаковой. М.: Недра, 1981. 160 с.

43. Ковалев П.Ф., Рогов Н.В. Зубовский апатитонбосный габбро-монцогранодиорит (граносиенит) монцодиоритовый интрузивный комплекс Восточной Тувы // Материалы по геологии Тувинской АССР. Кызыл. 1981. Вып. 5. С. 120-129.

44. Когарко JI.H. Отношения Ni/Co индикатор мантийного происхождения магм //Геохимия. 1993. №10. С. 1441-1446

45. Когарко JI.H., Кригман Л.Д., Крот Т.В. Растворимость и геохимия фосфора в магмах // Геохимия. 1987. №7. С. 915-927

46. Колотилина Т.Б., Мехоношин A.C. Гранатовые ультрамафиты и ассоциирующие метабазиты Бирюсинского блока // Геологи^ и геофизика. 2001. Т. 42. № 8. С. 1221-1236.

47. Костицын Ю.А. Взаимосвязь между химической и изотопной (Sr, Nd, Hf, Pb) гетерогенностью мантии // Геохимия. 2007. №12. С. 1267-1291.

48. Кравцев A.B., Изох А.Э., Цукерник А.Б. Интрузивный магматизм Озерной зоны (МНР) // Структурно-вещественные комплексы Юго-Восточной Тувы. Новосибирск: Изд-во ИгиГ СО АН СССР, 1989. С. 26-44. . ^ ''

49. Кривенко А.П. Сиенит-габбровый плутон Б. Таскыл в Кузнецком Алатау. Новосибирск: Наука, 1973. 106 с.

50. Кривенко А.П., Поляков Г.В., Богнибов В.И., Балыкин П.А. Габбро-монцодиоритовая формация Кузнецкого Алатау // Базитовые и ультрабазитовые комплексы Сибири. Тр. Ин-та геол. и геоф. СО АН СССР, Вып. 441. Новосибирск: Наука, 1979. С. 5-96

51. Кривенко А.П., Пономарчук В.А. О генезисе апатитовых месторождений восточной Сибири (по данным инструментального нейтронно-активационного анализа апатитов)//микроэлементы какиндикаторы геологических процессов: Сб. науч. Тр. /АН СССР, Сиб.

52. Отд-ние, Ин-т геологии и геофизики. Новосибирск. 1982. 113 с.

53. Кригман Л.Д., Крот T.B. Стабильная фосфатно-алюмосиликатная ликвация в магматических расплавах // Геохимия. 1991. №11. С. 15481560.

54. Лебедев А.П., Богатиков O.A. Петрология Кизирского габбро-сиенитового плутона (Восточный Саян) // Труды ИГЕМ АН СССР, вып. 97, 1963.

55. Лебедев П.И. О генезисе полосатой текстуры в изверженных горных породах. // Труды Урал. Об-ва есттествоис., т. XXII, 1921.

56. Леднева Г.В., Соловьев A.B., Гарвер Дж.И. // Петрология. 2000. № 8. С. 477-505.

57. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н. Направленность изменения химических составов гранитоидных и основных магм в процессе эволюции Монголо-Забайкальского подвижного пояса // Геология и геофизика, 1998. Т. 39 (2). С. 157-177.

58. Малышев А.И. Сера в магматическом рудообразовании. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2004, 189 с.

59. Малышев И.И. Закономерности образования и размещения титановых руд. М., Госгеолтехиздат, 1957.

60. Мехоношин А. С., Глазунов О. М., Бурмакина Г. В. Геохимия и рудоносность метагабброидов Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1986. 102 с.73 .Минералы: Справ. -М.: Наука, 1960

61. Моссаковский A.A., Руженцев СВ., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника. 1993. №6. С. 3-32.

62. Налдретт А.Д. Магматические сульфидные месторождения медно-никелевых и платинометальных руд. Санкт-Петербург: СпбГУ, 2003. 487 с.

63. Нестеренко Г.В., Арискин A.A. Глубины кристаллизации базальтовой магмы // Геохимия. 1993. №1. С. 77-87.

64. Николаев Г.С., Коптев-Дворников Е.В., Ганин В.А., Гриневич Н.Г. Пространственная структура Бураковско-Аганозерского расслоенного массива и распределение петрогенных элементов в его разрезе // Отеч. Геология. 1995. N 10, С.56-64.

65. Парфенов JIM:, Булгатов А.Н., Гордиенко И.В. Террейны и формирование орогенных поясов Забайкалья, // Тйхоокеан. геол. 1996. Т.15. № 6. С.3-15.

66. Парфенов JI.M., Берзин H.A., Ханчук А.Н. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология; 2003. Т. 22. №6. с. 7-41.

67. Г1ерчук JI.JI. Равновесия породообразующих минералов /Перчук JI.JI.; АН СССР.Ин-т эксперим.минералогии;-М.: Наука, 1970.-392с.

68. Перчук, JI.JI. Парагенезисы и химические анализы сосуществующих минералов 1976 г. Изд-во: М.: Наука.

69. Полтавец Ю.А. Обсуждение титаномагнетитового геотермометра Баддингтона-Линдсли на основе сравнительного анализа равновесийшпинелидов магнетитовой серии // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1975. Х°6. С. 63-72.

70. Поляков Г.В., Кривенко А.П., Богнибов В.И. Габброидные формации Алтае-Саянской складчатой области // Магматические формации, вопросыих происхождения и рудоносности. — Новосибирск: Наука. Сиб отд-ние, 1976. С. 62-72

71. Середкин М.В., Зотов И.А., Карчевский П.И. Геолого-генетическая модель формирования Ковдорского массива и связанного с ним апатит-магнетитового месторождения // Петрология. 2004. Т 1. № 6. С. 586608.

72. Смирнов С.М., Перелыгина А.И. О некоторых основных чертах строения и рудоносности массивов основных и средних пород в хребте Моностой (Бурятская АССР) // Изв. высш. учебн. завед. Геология и разведка. 1959. № 6. С. 3-12.

73. Уэйджер JL, Браун Г. Расслоенные изверженные породы. М.: Мир, 1970. 552 с.

74. Ферштратер Г.Б., Холоднов В.В., Бородина Н.С. Условия формирования и генезис рифейских ильменит-титаномагнетитовых месторождений Урала // Геология рудных месторождений. 2001. Т. 43, №2. С. 112-128.

75. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.

76. Френкель М.Я., Арискин A.A., Бармина Г.С. и др. Геохимическая термометрия магматических пород принципы метода и примеры применения // Геохимия. 1987. N 11. С. 1546-1562.

77. Френкель М.Я., Ярошевский A.A., Арискин A.A. и др. Динамика внутрикамерной дифференциации базитовых магм. М.: Наука, 1988. 216 с.F

78. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов. М.: Научный мир, 2001. 606 с.

79. Хьюджес Ч. Петрология изверженных пород: Пер. с англ./Предисл. М.К.Суханова. М., Недра, 1988. 320 с.

80. Шарков Е.В. Петрология магматических процессов. М.: Недра, 1983. 200 с.

81. Шарков Е.В. Формирование расслоенных интрузивов и связанной с ними оруденения — М.: Научный мир. 2006. 368 с.

82. Щербина В.В. О геохимических условиях выделения окисных соединений из силикатов В кн.: Физико-химические проблемы формирования пород и руд. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 152-159.

83. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Геохимические и изотопные параметры аномальной мантии Северной Азии в позднем палеозое раннем мезозое (данные изучения внутриплитного базитового магматизма) // Доклады РАН. 2000. Т. 375. № 4. С. 525-530.

84. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Котов А.Б. Сальникова Е.Б. Ангаро-Витимский батолит: к проблеме геодинамики батолитообразования в Центрально-Азиатском складчатом поясе // Геотектоника. 1997. № 5. С. 18-32.

85. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. № 5. С. 3-29.

86. Allen СМ., Chappell B.W. Association of I-type granites with rift related alkalic magmatism in central coastal Queensland, Australia // Geol. Soc. Amer. Abstr. Programs. 1992. V. 24. № 7. P. 43.

87. Anderson А. Т., Greenland L. P., Phosphorus fractionation diagrams as a quantitative indicator of crystallization differentiation of basaltic liquids // Geochim. Cosmochim. Acta. 33. 493-505. 1969.

88. Ariskin A.A. Phase equilibria modeling in igneous petrology: use of COMAGMAT model for simulating fractionation of ferro-basaltic magmas and the genesis of high-alumina basalt // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1999. V. 90. P.l 15-162.

89. Ariskin A.A., Frenkel M.Ya., Barmina G.S., Nielsen R.L. Comagmat: a Fortran program to model magma differentiation processes.// Computers and Geosciences. 1993. V.19. P.l 155-1170.

90. Barker F., Wones D.R., Sharp W.N., Desborough G.A. ThePikes Peak batholith, Colorado Front Range, and model for the origin of.the gabbro-anorhosite-syenite-potassic granite suite // Precambrian Research. 1975. V. 2. P. 97-160.

91. Black, L.P., Kamo, S.L. et al., TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology // Chemical Geology. 2003. 200. 155-170.

92. Boyton W.V. Geochemistry of the REE: meteorite studies // Henderson P. (ed) REE geochemistry. Elsevier. 1984. P. 63-114.

93. Brown P.E., Becker S.M. Fractionation, hybridization and magma-mixing in the Kialineq centre East Greenland // Contib. Mineral. Petrol. 1986. V. 92. P. 57-70.

94. Buddington A.F., Lindsley D.H. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents // J. Petrology. 1964. V.5. № 2. P.l 172-1184.

95. Burt D.M. Composition and phase relations among Rare Earth Element minerals // Geochemistry and mineralogy of REE Reviews in mineralogy. 1989. Vol. 21, P.276-281.

96. Dickin A.P. Radiogenic isotope geology. Cambridge University press, 1995, 450 p.

97. Dobretsov N.L., Berzin N.A., Buslov M.M. Opening and tectonic evolution of the Paleo-Asian ocean // Intern. Geol. Rev. 1995. 37. P. 335360.

98. Dorais M. Compositional variations in pyroxenes and amphiboles of the Belknap Mountain complex, New Hampshire: Evidence for origin of silica-saturated alkaline rocks // Amer. Miner. 1990. V. 75. P. 1092-1105.

99. Duchesne JC. Fe-Ti deposits in Rogaland anorthosites (South Norway): geochemical characteristics and problems of interpretation. Mineralium Deposita. 1999. 34. P. 181-198.

100. Ferguson J., Currie K. L, Evidence of liquid immiscibility in alkaline ultra-basic dikes at Callander Bay, Ontario // J. Petrol. 1971.12(3). P. 561585.

101. Ferguson John, Currie K. L., Silicate immiscibility in the ancient "basalts" of the Barberton Mountain Land, Transvaal, Nature, // Phys. Sci. 1972. 235. P. 86-89.

102. Gelinas L., Brooks C., Trzcienski Jr. W. E., Archean variolites -quenched immiscible liquids // Canad. J. Earth Sci. 1976. 13. P. 210-230.

103. Gorbachev N.S. Investigation of the effect of pressure and fluid composition on the partitioning of macro- and microelements between fluid and magmatic melt // Exp. Geosci. 1998. Vol. 7. № 7. P. 16-17

104. Hart S.R. heterogeneous mantle domainsA signatures, genesis and mixing chronologies // Earth and Planetary Science let. 1988. №90. 3. 273296.

105. Holloway J.R., Burnham C.W. Melting relation of basalt with equilibrium water pressure less then total pressure // J. Petrology. 1972. № 3. P. 1-29

106. Huang W.L., Wyllie P.J. Phase relationships of S-type granite ;vith H20 to 35 kbar: muscovite granite from Harney Peak, South Dakota // J. Geoph. Res. 1981. V. 86.

107. Irvine T.N. Olivine-pyroxen-plagioclase relations in the system Mg02Si04-CaAl2Si208-KalSi308-Si02 and their bearing on the differentiation of stratiform intrusions/ Carnegie Inst. Wash. Yearb. 1975. V.74. P. 492-500.

108. Jiang N., Chu X., Mizuta T., Ishiyama D., Mi J. A magnetite-apatite deposit in the Fanshan alkaline ultramafic complex, northern China // Economic Geology. 2004. V. 99. № 2. P. 397-408.

109. Karkkainen N.K., Bornhorst T.J. The Svecofennian gabbro-hosted Koivusaarenneva magmatic ilmenite deposit, Kalvia, Finland // Mineralium Deposita. 2003. V. 38. P. 169-184

110. Lehmann J. Diffusion between olivine and spinel: application to geothermometry //Earth. Planet. Sci. Lett. 1983. V.64. №1. P. 123-138

111. Lepage L.D. ILMAT: an Excel worksheet for ilmenite-magnetite geothermometry and geobarometry // Computers & Geosciences. 2003. V. 29. P. 673-678.

112. Levering J. F., Work D. A., The lunar crust — chemically defined rock groups and their potassium-uranium fractionation, Proc. Sixth Lunar Sci. Conf, Geochim. Cosmo. Acta Sippl., 6, 2, 1203-1207, 1975.

113. Lindsley D.H., Nekvasil H. A ternary feldspar model for all reasons // EOS Transactions Amer. Geophys. Union. 1989. V. 70. P. 506.

114. Litvinovsky, B.A., Zanvilevich, A.N., Kalmanovich,M.A. Recurrentmixing andmingling of coexisting syenite and basalt magmas in the Ust-Khilok massif, Transbaikalia, and its petrologic significance. // Petrology. 1995. V. 2. P. 115-137.

115. Lubala R.T., Frick C., Roders J.H., Walraven F. Pedogenesis of syenites and granites of Schiel Alkaline complex, Northern Transvaal, South Africa//J. Geology. 1994. V. 102. № 3. P. 307-309.

116. Ludwig, K.R. User's manual for Isoplot/Ex, Version 2.10, A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 1999. No.la, 2455 Ridge Road, Berkeley ,CA 94709, USA.

117. Ludwig, K.R. SQUID LOO, A User's Manual; Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2000. No.2, 2455 Ridge Road, Berkeley, CA 94709, USA.

118. Lynch D.L., Musselman T.E., Gutmann J.T., Patchett P. J. Isotopic evidence for the origin of Cenozoic volcanic rocks in the Pinacate volcanic field, northwestern Mexico // Lithos. 1993. V. 29. № 3-4. P. 295-302. '

119. Maruyma Sh. Plume tectonics // J. Geol. Soc. Japan. 1994. V. 100, p. 24-49.

120. McCarthy T. S., Hasty R. A., Trace element distribution patterns and their relationship to the crystallization of granitic melts // Geochim. Cosmo. Acta. 40. P. 1351-1358. 1976.

121. Mori T., Green D.H. Laboratory duplication of phase equilibria observed in natural garnet lherzolites // J. Geol. 1978. V. 86 P.83-97.

122. Morimoto N. Nomenclature of pyroxenes (Internatinal Mineralogical Association) // American Mineralogist. 1988. V. 73. P. 1123-1133.

123. Nekvasil H. Feldspar crystallisaton in felsic magmas: a review // Spec. Pap. Geol. Soc. Amer. 1992. V. 272. P. 399-407.

124. Nimis P. Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Part 2. Structural geobarometers for basic and acid, tholeiitic and mildly alkaline magmatic systems // Contribution to Mineralogy and Petrology. 1999. V. 135. P. 62-74.

125. Nimis P., Ulmer P. Clinopyroxene geobarometry of magmatic rocks. Prtl: An expanded structural geobarometer for anhydrous and hydrous, basic and ultrabasic systems // Contrib Mineral Petrol. 1998. V.133. P.122-135.

126. Pang, K.-N., Zhou, M.-F., Lindsley, D.H., Zhao, D., Malpas, J. Origin of Fe-Ti oxide ores in mafic intrusions: evidence from the Panzhihua intrusion// Journal of Petrology. 2008. V. 49. P. 295-313.

127. Parker D. F. Origin of the trachyte-quartz trachyte-peralkalic rhyolite sute of the Oligocene Paisano volcano, Trana-Pecos Texas // Geol. Soc. Amer. Bull. 1983. V. 94. № 5 . P. 614-629.

128. Philpotts A. R., Hodgson C. J., Role of liquid immiscibility in alkaline rock genesis, 23rd Internal. Geol. Congr., 2, 175-188, 1967.

129. Recycled metasomatized lithosphere as the origin of the Enriched Mantle II (EM 2) end-member: Evidence from the Samoa Volcanic Chain / R/K/ Workman, S.R. Hart, M. Jackson et al. // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2004. V. 5. № 4. P. 1-44.

130. Reynolds, I. M. The nature and origin of titaniferous magnetite-rich layers in the upper zone of the Bushveld complex: a review and synthesis // Economic Geology. 1985. V. 80. P. 1089-1108.

131. Rock N.M.S., Leake B.E. The International Mineralogical Association amphibole nomenclature scheme: computerization and its consequences //Mineralogical Magazine. 1984. V. 48. P. 211-227.

132. Roeder P.L., Emslie R.F. Olivin-liquid equilibrium //Contr. Mineral. And Petrol. 1970. V.29. P.275-289.

133. Rollinson H.R. Using geochemacal data: evaluation, presentation, interpretaion. Essex: Longman Group UK Ltd. 1993. 352 p.

134. Ryerson F. J., Hess P. C., The partitioning of trace elements between immiscible silicate melts (abst.), Amer. Geophys. Union Trans., 56, 470, 1975.

135. Sheppard S. Hybridization of shoshonitic lamprophyre and calc-alkaline granite magma in the Early Proterozoic Mt. Bundey igneous suite, Northern Territory // Austral. J. Earth Sci. 1995. V. 42. P. 173-185.

136. Sutcliffe R. H.5 Smith A.R, Doherty W., Barnett R.L. Mantle derivation of Archean amphibolebearing granitoids and associated mafic rocks: evidens from the southern Superrior Province, Canada // Contr. Mineral. Petrol. 1990. V. 105. P. 255-274.

137. Taylor S.R., McLennan S.M. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford. 1985.

138. Tera F., Wasserburg G.J. U-Th-Pb systematics in three Apollo 14 basalts and the problem of initial lead in lunar rocks // Earth Planet. Sci. Lett., 1972, v. 14, p. 281-304.

139. Thorpe R.S., Tindle A.G. Petrology and petrogenesis of a Tertiary bimodal dolerate-peralkaline/subalkaline trachyte/rhyolite dyke association from Lundy, Bristol Channel // UK. Geol. Jornal. 1992. V. 27. P. 101-117.

140. Vogt J.H. On the genesis of the iron ore deposits of the Kirana type. Stockholm, 1927.

141. Weaver B.I. The origin of ocean island basalt endmember compositions: trace element and isotopic constraints // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 104. P. 381-397.

142. Wells P.R.A. Pyroxen thermometry in simple and complex system // Contr. Miner. Petrol. 1977. V.62. № 2. P. 129-139.

143. Wood B.J., Banno S. Garnet-orthopyroxene and clinopyroxenerelationships in simple and complex systems // Contr. Miner. Petrol. 1973. V.42. № 2. P. 109-124.

144. York D. Least-squares fitting of straight line // Canad. J. Phys. 1966. V. 44. №5. P. 1079-1086.

145. Zindler A., Hart S.R. geochemical geodynamics // Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 1986. V. 14. P. 493-571.

146. Zorin Yu. A. Geodynamics of the western part of the,Mongolia-Okhotsk collisional belt, Trans-Baikal region (Russia) and Mongolia // Tectonophysics. 1999. 306. No 1. P. 33-56.1. Фондовая

147. Гусельников B.H. Сводный геологический отчет по разведке Арсентьевского м-ния и поискам титана в предгорьях хр. Моностой за 1956-58 гг. Улан-Удэ. 1959ф. ФГУ «ТФИ по РБ». Инв. № 1819.

148. Усовершенствование легенды Алдано-Забайкальской серии листов Госгеолкарты 1000/3 на территории Республики Бурятия. Отчет по объекту № 18-08. / Минина О.Р., Бадмацыренова P.A., Евсюнина A.B.

Информация о работе

Бадмацыренова, Роза Александровна
кандидата геолого-минералогических наук
Улан-Удэ, 2010
ВАК 25.00.04

Диссертация

Арсентьевский габбро-сиенитовый массив - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему Арсентьевский габбро-сиенитовый массив ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Арсентьевский габбро-сиенитовый массив"

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Бадмацыренова, Роза Александровна

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Арсентьевский габбро-сиенитовый массив"

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Бадмацыренова, Роза Александровна

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Бадмацыренова, Роза Александровна, Улан-Удэ

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Арсентьевский габбро-сиенитовый массив
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология