Этапы ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона

Бучко, Инна Владимировна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Этапы ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Этапы ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона"

На правах рукописи

щ-

Бучко Инна Владимировна

ЭТАПЫ

УЛЬТРАМАФИТ-МАФИТОВОГО И ГАББРО-АЯОРТОЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА ЮГО-ВОСТОЧНОГО ОБРАМЛЕНИЯ СЕВЕРО-АЗИАТСКОГО КРАТОНА

25.00.01 - общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

иоктт

Владивосток, 2010

004610257

Работа выполнена в Институте геологии и природопользования ПВО РАН_

название организация

Научный консультант Член корреспондент РАН Глебовицкий Виктор Андреевич

ученая степень, ученое звание, фамилия, имя, отчество

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук Голозубов Владимир Васильевич_

ученая степень, ученое звание, фамилия, имя, отчество

Доктор геолого-минералогических наук Эйриш Леонид Владимирович_

ученая степень, ученое звание, фамилия, имя, отчество

Доктор геолого-минералогических наук Киселев Александр Ильич_

ученая степень, ученое звание, фамилия, имя, отчество

Ведущая организация Институт геологии и минералогии СО РАН г.Новосибирск

название организации

Защита состоится_18 ноября_в 10 часов утра_

дата, время

на заседании диссертационного совета Д 005.006.01 в конференцзале Дальневосточного геологического института Дальневосточного отделения Российской академии наук по адресу: 690022, Владивосток, пр-т 100-летия Владивостоку, 159

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Дальневосточного геологического института Дальневосточного отделения Российской академии наук

Отзывы на автореферат высылать по адресу: 690022, ДВГИ ДВО РАН, пр-т 100-летия Владивостоку, 159, г.Владивосток, Россия

Тоо«: : ^лздм-и-нч

Е- илоа^ : (S) V^osl. ru. ; J^i. ru.

Автореферат разослан_

дата

Ученый секретарь

диссертационного совета_Семеняк Борис Иванович

фамилия И.О

Введение

Актуальность исследований. Изучение ультрамафит-мафиговых и габбро-анортозитовых массивов издавна привлекает внимание исследователей. Являясь производными мантийного или базальтового магматизма, они проявляют себя как чуткие индикаторы геодинамического режима, что вносит неоценимый вклад для реконструкции истории развития геологических структур. Кроме этого они могут быть весьма благоприятными объектами для изучения процессов дифференциации магматических расплавов и условий их кристаллизации. Помимо большого теоретического значения внимание к изучению ультрамафиг-мафитового магматизма обусловлено и практическим интересом. Так с интрузивными аналогами базальтовых серий связаны крупнейшие месторождения сульфидных медно-никелевых, хромитовых, тигано-магаетитовых и пла-тиномегалльных руд, приуроченные к расслоенным перидотит-габбровым массивам.

Юго-восточное обрамление Северо-Азиатского кратона является прекрасным полигоном для исследования указанных вопросов. В пределах Селенгино-Станового и Джугджуро-Станового супертеррейнов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона широко распространены разнообразные по формационной принадлежности и петролого-геохимическим особенностям ультрамафит-мафитовые и габбро-анортозиговые массивы, наиболее крупными из которых являются Кенгурак-Сергачинский, Хорогочинский, Нкжжинский, Лукиндинский, Веселкинский, Чек-Чикан, Ульдегит, Лучинский н Ильдеусский и другие. Согласно существующим представлениям (Геологическая карта..., 1999; Мартынюк и др., 1990) большинство из них вместе с вмещающими метаморфическими породами и гранитоидами рассматриваются как неотъемлемая часть докембрийского фундамента. Однако в последнее время получены многочисленные геохронологические данные, в том числе, при участии автора, свидетельствующие о том, что значительная часть геологических комплексов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона, традиционно считавшихся докем-брийскими, имеют более молодой возраст. Это позволяет по иному рассматривать позицию этих комплексов в истории геологического развития Селенгино-Станового и Джугджуро-Станового супертеррейна юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. Решению вопросов возраста и геодинамических условий формирования пород, слагающих эти массивы и посвящена данная работа.

Цель и задачи исследований. Основная цель исследований состоит в установлении основных этапов, минералого-геохимические особенностей и геодинамических об-становок формирования ультрамафит-мафиговых и габбро-анортозитовых ассоциаций Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов юго-восточного обрам-лення Северо-Азиатского кратона. В соответствии с указано» целью для «реперных» ультрамафит-мафиговых и габбро-анортозитовых массивов рассматриваемого региона решался следующий комплекс взаимоувязанных задач:

1.Получение данных о возрасте исследуемых массивов Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов.

2. Выявление основных петрографических, минералогических и геохимических особенностей пород, слагающих указанные ассоциации.

3. На основании геохимических и изотопно-геохронологических данных определение наиболее вероятных геодинамических обсгановок формирования этих массивов.

4. Корреляция этапов формирования исследуемого магматизма в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

5. Установление металлогенической специализации и потенциальной рудоносно-сти разновозрастных ультрамафит-мафитовых массивов Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов.

Фактический материал и аналитические методики исследований. В основе диссертации лежит фактический материал, собранный автором за время работы в Институте геологии и природопользования ДВО РАН 1988-2009 гг. В этот период автор непосредственно принимала участие в полевых исследованиях и занималась обработкой полученных материалов, в процессе которой проанализирована коллекция шлифов около 1000 шт, произведено около 600 микрозондовых анализов состава породообразующих и рудных минералов, выполнено более 2500 оригинальных анализов пород на породообразующие компоненты и элементы-примеси методами РФА и ЮР-МЭ, датированы и-РЬ методом по циркону 9 образцов и 40Аг/39Аг методом по плагиоклазу - 1 образец. Несколько образцов для исследований было любезно представлено А.А.Сорокиным и В.А.Гурьяновым.

Исследования химического состава пород проводилось с использованием методов РФА в Институте геохимии СО РАН (г. Иркутск) (основные петрогенные компоненты, а также Бг, Ъ\, ЫЬ), Институте геологии и природопользования ДВО РАН (г.Благовещенск) (основные петрогенные компоненты, ИЬ, Ва, Эг, 1х, ИЬ), ЮР-МБ в Институте геохимии СО РАН, Институте аналитического приборостроения (г. С.Петербург) (Ве, ЯЬ, Бг, 1л, Сэ, ТИ, и, Ъг, Та, Щ ЛЕЕ, Эс, №, Со, Сг, V, Си, Ъп, \У, РЬ, В1, Мо). Определение составов породообразующих минералов выполнено в ИГГД РАН (г. С.-Петербург), в ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток), в ИГнМ СО РАН (г. Новосибирск). Анализ Р^ Р(1, Оз, 1г, Яи, Яе выполнен методом изотопного разбавления в ИГиМ СО РАН (г.Новосибирск).

Геохронологические исследования выполнены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. С.-Петербург), Геологическом институте Кольского НЦ РАН (г.Апатиты), Институте геологии и минеральных ресурсов Академии геологических наук КНР (г. Тянзин) (11-РЬ метод по цирконам), Институте геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск) С,0Аг/39Аг метод), изотопно-геохимические (Эт-Ш) исследования выполнены в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН.

Защищаемые положения

1. Палеопротерозойский (1.87 млрд. лет) этап габбро-анортозитового магматизма выделен в пределах Селенгино-Станового супертеррейна, где он представлен Кеигурак-Сергачинскои ассоциацией, сформированной во внутриплнтной обстановке. Породы характеризуются умеренным обогащением LILE, деплетирова-IIы в отношении некоторых HFSE и элементов группы железа, что свойственно автономным аноргозитам.

2. Пермско-раннетриасовый (285-248 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма установлен как в пределах Селенгино-Станового, так и Джугджуро-Станового супертерреннов. Он фиксируется внедрением дунит-троктолит-габбровой ассоциации пород, геохимическими особенностями которой являются незначительное обогащение LREE, Sr, Ва, деплетирование в отношении HREE, Th, Nb. Её формирование происходило в обстановке активной континентальной окраины.

3. Позднетриасово-раннеюрский (228-203 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма проявлен в пределах Джугджуро-Станового супертеррей-на габбровой и пироксенит-габброноритовой ассоциациями пород. Поздиеюрский (159-154 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма установлен в пределах Селенгино-Станового супертеррейна и представлен перидотит-вебстерит-габбровой и перидотнт-габбро-монцодноритовой ассоциациями. Породам обоих этапов свойственны двойственные геохимические особенности, обусловленные смешением субдукционных и внутрнплитных характеристик. Формирование массивов данных ассоциаций происходило в обстановке трансформной континентальной окраины.

4. Габбро-анортозиты неоархейских и палеопротерозойских ассоциаций юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона перспективны в отношении выявления платипометаллыюй минерализации, связанной с апатит-Fe-Ti и Cu-N¡-Со оруденением. С пермо-триасовымн дуиит-троктолит-габбровыми интрузиями прогнозируется обнаружение медпо-никелевых руд с сопутствующими платиноидами. В позднеюрских перидотит-вебстерит-габбровых массивах, можно ожидать выявление платинометалышго орудеиеиия, связанного с хромитами.

Научная новизна

1. Получены данные о возрасте ряда «реперных» ультрамафит-мафиговых и габб-ро-анортозитовых массивов на основании чего в пределах Селенгино-Станового супертеррейна впервые выделен палеопротерозойский этап габбро-анортозитового магматизма. В пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона установлены пермско-раннетриасовый, позднетриасово-раннеюрский и поздиеюрский этапы ультра-мафиг-мафитового магматизма

2. Установлены минералогические и геохимические особенности пород изученных массивов, что позволило выявить генетические особенности и наиболее вероятные reo-

динамические обстановки их формирования. Обосновано, что образование папеопроте-розойских габбро-анортозитов происходило во внугришштной обстановке, а становление пермско-раннетриасовых дунит-троктолит-габбровых интрузивов в обстановке активной континентальной окраины, позднетриасово-раннеюрских и позднеюрских ульт-рамафит-мафитовых массивов в условиях трансформной континентальной окраины.

3. Впервые для изученных массивов при геохимических исследованиях использованы распределения элементов платиновой группы, что позволило выделить два типа распределения платиноидов - платиновый и палладиевый.

4. Проведена оценка металлогенической специализации ультрамафиг-мафитовых и габбро-анортозитовых интрузий различного возрастного уровня, что позволило обоснованно подойти к решению вопроса их потенциальной рудоносносги и прогнозированию возможных типов оруденения.

Практическое значение.

Получены новые данные о возрасте изученных ультрамафиг-мафитовых и габбро-анортозитовых массивов, которые значительно уточняют существующие на данный момент представления о геологическом развитии Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов. Эти результаты уже вошли в современную серию региональных легенд нового поколения геологических карт Дальнего Востока. Металлогени-ческий анализ рассматриваемых магматических образований может быть использован для разработки критериев прогнозирования и оценки возможных типов оруденения. Кроме того, полученные даные о возрасте магматических комплексов в совокупности с результатами исследования их потенциальной рудоносносги, могут быть использованы при современных металлогенических построениях.

Апробация результатов исследований и публикации:

Основные положения диссертации докладывались и обсуждались на научных конференциях «Геология и полезные ископаемые Амурской области — проблемы увязки со смежными регионами», Зея, 1992; «Геология и минеральные ресурсы Амурской области», Благовещенск, 1995, 1996; 1-ом Всероссийском петрографическом совещания «Петрология и рудообразование», Уфа, 1995; Международном научном симпозиуме «Молодежь и проблемы геологии», Томск, 1996; Международном геологическом конгрессе, Beijing, 4-14 August, 1996; Международном совещании «Докембрий Северной Евразии», 15-18 апреля 1997 г, Санкт-Петербург, 1997; конференции «Геология, минералогия, геохимия и проблемы рудообразования Приамурья», Благовещенск, 1997; IV Международной коференции «Новые идеи в науках о Земле», Москва, 1999; Региональной научной конференции «Геологические исследования в Амурской области», Благовещенск, 2000; 31 Международном геологическом конгрессе в Бразилии «3 1 Inter.Geol.Congr.Brasil», 2000; конференциях: «Будущее Амурской науки», Благовещенск, 2002; «Современные проблемы формационного анализа, петрология и рудонос-носгь магматических образований», Новосибирск, 2003; «Изотопная геохронология в

решении проблем геодинамики и рудогенеза», Санкт-Петербург, 2003; «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса», Иркутск, 2005, 2006, 2007; «Проблемы геологии и разведки месторождений полезных ископаемых», Томск, 2005; «Актуальные проблемы рудообразования и металлогении», Новосибирск, 2006; Ш Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопное датирование процессов рудообразования, магматизма, осадконакопления и метаморфизма», Москва, 2006; «Тектоника и металлогения северной Циркум-Пацифики и восточной Азии», Хабаровск, 2007; I и П Международной конференции «Крупные изверженные провинции Азии, мантийные шпомы и металлогения», Новосибирск, 2007, 2009; VI Косыгин-ских чтениях «Тектоника и глубинное строение Востока Азии», Хабаровск, 2009; VI Всероссийской Ферсмановской научной сессии, Апатиты, 2009; Гольдшмидской конференции, Давос, 2009; IV Российской конференции по изотопной геохронологии «Изотопные системы и время геологических процессов», Санкт-Петербург, 2009.

Основные защищаемые положения диссертации изложены в 66 публикациях, включая участие в коллективной монографии и 25 статьях в рецензируемых журналах.

Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, двенадцати глав и заключения. Общий объем 324 стр. 49 таблиц, 168 рисунков

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность В.АХлебовицкому за научное руководство. Автор также признателен д.г.-м.н. А.Б.Котову, д.г.-м.н.А.М.Ларину, д.г.-м.н.С.Д.Великославинскому, д.г.-м.н. А.Э.Изоху, дт.-м.н. П.А.Балыкину за помощь, критические замечания и советы, Е.Б.Сальниковой, Ю.В.Плоткиной, С.З.Яковлевой, Н.М.Кудряшову за проведение геохронологических исследований, без которых данное исследование было бы невозможным. В разное время автор обсуждал отдельные аспекты работы с д.г.-м.н. ¡C.C.Зиминым!, к.г.-м.н. Р.Н.Ахметовым, к.г.-м.н. М.Ю.Подлипским, А.И.Лобовым, к.г.-м.н. М.Ю. Носыревым, В.В.Кошеленко, Н.Н.Петрук, к.г.-м.н. М.А.Гурьяновым, к.г.-м.а |А.И.Глотовым|. В проведении аналитических исследований содействие оказали Р.А.Октябрьский и |М.Д.Толкачев[. Особую благодарность за помощь в проведении исследований и конструктивной критике - д.г.-м.н. А.А.Сорокину.

Структура автореферата сформирована согласно защищаемым положениям. Основные черты геологического строения и этап»! ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона Объекты исследования расположены в пределах Джугджуро-Станового и Селен-гино-Станового супертеррейнов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона (рис.1). В рамках существующих схем корреляции геологических комплексов (Кар-саков, 1990, Геологическая..., 1999) основными типами тектонических структур Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов, являются предположительно мезоархейские гранулитовые комплексы, слагающие Курультинский, Дамбу-

кинский, Ларбинский, Могочинский, Джугджурский и др. блоки, разделенные струк-турно-формационными зонами, сложенными породами условно неоархейского станового комплекса: Иликанский, Амазаро-Гшпойский (Урканский), Мульмугинский и др. Границей Селенгино-Станового (рис. 1) и Джугджуро-Станового супертеррейна является Джелтулакская «шовная» зона вероятно палеопротерозойского возраста, сложенная интенсивно дислоцированными породами, степень метаморфизма которых соответствует эпидот-амфиболиговой и зеленосланцевой фациям.

В пределах этих структур, как было упомянуто выше, широко распространены разнообразные по составу ультрамафит-мафитовые и габбро-анортозиговые массивы, большинству из которых приписывался архейский или палеопротерозойский возраст. Однако, в последние годы получении данные которые позволили существенно уточнить их возрастное положение.

Наиболее древним этапом ультрамафит-мафитового и габбро-анортозигового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона является неоархейский, проявления которого в настоящее время подтверждены только в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна. Типичным его представителем является Канарская группа массивов (2.62 млрд. лет, Сальникова и др., 2004; Ларин, 2006). В последние годы автором в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна получены свидетельства неоархейского возраста еще двух массивов - Хорогочинского (2.63 млрд. лет, рис.2) и Маристого (2.64 млрд. лет, рис.3).

Каяарскт группа габбро-анортозитовых массивов (2.62 млрд лет) принадлежит к анортозит-мангерит-чарнокит-гранитной (АМСО) магматической ассоциации, расположенной в зоне сочленения Алданского щита и Джугджуро-Станового супертеррейна (Сальникова и др., 2004, Ларин и др., 2006) (рис. 1).

Геохимические особенности рассматриваемых пород, заключаются в преобладании ЬКЕЕ с отношением (Ьа/УЬ)„ от 4.28-4.75 в пироксенитах (Еи/Еи*=0.56-0.59) до 6.50-19.45 в анортозитах (Еи/Еи* =2.25-5.47), при низких концентрациях редкоземельных элементов (особенно ШШЕ), что свойственно «архейским мегакристовым анортозитам» (Аз1ша1, 1993, Ларин и др., 2006).

Графики распределения малых элементов в перидотитах Капарской группы массивов (рис.4) характеризуются слабо выраженными максимумами И>, ТЬ, и и минимумами Р, Ъх, ТЬ. В то же время для анортозитов характерны низкие концентрации несовместимых элементов (за исключением Бг, Ва) даже по сравнению с аналогичными породами других АМСО-ассоциаций (Ларин и др., 2006).

56*4

Фундамент ■с « —. Шовные зоны !Ч\1 ДЗ - Двдлтулакская

Складчато-блоковые системы

11 || Блоки позднего архея ТХБ - Токко-Ханинский ИБ - Иликанский ТнБ - Тунгирский АГБ - Амаззро-Гшпойский (Урканский) МлБ - Мульму гинс кий КпБ - Купуринский УМБ - Удско-Майский МН - Малонююкинскнй

условные обозначения

Северо-Азиатский кратон Блоки раннего архея \/ / I КрБ - Курультинский

* г—° ЧК _ Чв^г^шчлжй

ЗБ - Звсревский (Всрхнетимптонский) МгБ - Могочинсхий ЛБ - Ларбинский ББ - Брянтинскнй ДБ - Дамбукинсхий СТБ - Сивакано-Токский ДжБ - Джугджурский ЧБ - Чогарский БлБ - Баладекский

Алданский протомассив Блоки раннего архея

____СБ - Сутамский

I ' 3 ТрБ - Тырканский (Учурский)

АШП - Аяно-Шевлинский перикратонный прогиб КУП - Кодаро-Удоканский эо платформенный прогиб

ГЕН

Ультрабазит-базитовые массивы и их номера:

I - Каларская ассоциация, 2 - Верхнеларбинский, 3 - Лучинский, 4 - Джугджурсжая ассоциация, 5 -Хорогочинский, 6 - Ильдсусский, 7 - Чек-Чикан,

8 - Лукиндинский, 9 - Кснгуракский, 10 - Орогжан,

II - Сергачинский, 12 - Петропавловский, 13 - Болдиглн,

14 - Веселкинский, 15 - Баладск, 16 - Маристый, 17 - Ульдсгит

Рис. 1. Схема расположения ультрамафит-мафитовых массивов в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. Составлена по (Геологическая..., 1999; Мартынюк, 1990) с использованием материалов автора

Максимальные содержания редких элементов установлены в габброидах, которым свойственны предельно высокие содержания Ва, Zr и слабо проявленные минимумы Nb, Та, Ti. Анализ распределения высокозарядных элементов У, Nb, Zr и Ti позволяет предполагать, что источником для неметаморфизованных пород Капарской ассоциации вероятнее всего, была мантийная магма, претерпевшая значительную контаминацию материалом архейской нижней коры (Ларин, 2006).

Хорогочшский габбро-анортозитовый массив расположен в пределах Ларбинско-го блока (рис.1). В его составе объединены разобщенные тела габбро, габбро-анортозитов и анортозитов, в ассоциации с которыми наблюдаются как секущие их, так и согласные силлы и дайки лироксенитов и перидотитов. Согласно полученным данным, возраст массива составляет 2.63 млрд. лет (рис. 2)

Характерными геохимическими особенностями являются слабо дифференцированные спектры REE ((La/Yb)„=1.8-3.7) и отрицательная аномалия Eu/Eu* = 0.6-0.8 в перидотитах и пироксенитах. В то же время для габбро-анортозитов свойственны более дифференцированные спектры REE ((La/Yb)„=10-191), при низких концентрациях редкоземельных элементов (особенно HREE), и отчетливо выраженной положительной ев-ропиевой аномалией Eu/Eu*=l.l-4.1. Низкие содержания LREE, Ва, Nb, Zr и высокие Rb, HREE отличают их от каларских (рис.5) габбро-анортозитов.

Закономерности распределения редких и рассеянных элементов в породах интрузива, а именно преобладание LREE и относительно высокие содержания Rb, Ва, при низких Nb, Zr и Hf наиболее близки «архейским мегакристовым анортозитам» (Ashwal, 1993). В то же время соотношения Y - Nb*2 - Zr/4 и Nb/Y - Ti/Y сопоставимы с таковыми в базальтах вулканических дуг и внутриплитиых базальтах. Обеднение HFSE может происходить и во внутриплитной обстановке и обусловлено составом источника, а именно присутствием в нем окисных Ti содержащих фаз или амфибола. Вероятнее всего, именно с внутриплитной обстановкой связано формирование Хорогочинского массива.

Согласно существующим моделям, адиабатический апвеллинг горячей мантии приводит к выплавлению расплавов толеитового состава и их андерплейтингу (Emslie, 1978; Ashwall, 1993). В результате этих процессов формируются высокоглиноземистые базальтоидные магмы и происходит обособление оливин-ортопироксеновых реститов.

Массив Маристый ояитшит-вебстерит-габбровый расположен в пределах Или-канского блока неоархея (рис. 1). Вмещающими для него являются образования, дамбу-кинской серии (Геологическая..., 1984). В составе ритмично расслоенного интрузива установлены перидотиты или вебстериты, сменяющиеся вверх по разрезу габброидами или анортозитами. В результате проведенных исследований установлено, что возраст массива составляет 2.64 млрд. лет (рис. 3).

7.5 8,5 9.5 10.5 11.5 12.5

Рис.2 Диаграмма с конкордией для цирконов из анортозитов Хорогочинского массива

го6РЬ С-1030

»8 у

leoo^r /

Т = 2643 ±31 млн. лет| СКВОО.18 J

Рис.3. Диаграмма с конкордией для цирконов из анортозитов массива Маристый

■ 1

а г

• 1

Каларский массив 9 2

О з

Rb Th Ва U

К Та Се Nb La

К Та Ce Nd Nb La Sr

Hf Sm Tb Yb P Zr Ti Y Lu

Hf Sm Tb Yb Rb Th Sr P Zr Ti Y Lu Ba u

Рис. 4 Нормированные по примитивной мантии (Sun, Donough, 1989) спектры Рис. 5. Нормированные по примитивной мантии (Sun, Donough, 1989) распределения малых элементов в породах Каларской группы массивов. Условные спектры распределения малых элементов в породах Хорогочинского

обозначения: 1 - 5 породы Каларской группы массивов: 1 - перидотиты, массива. Условные обозначения: 1- ультрамафиты; 2 - пироксениты; 3 -

серпентиниты; 2 - пироксениты; 3 - габброиды; 4 - анортозиты; габброиды; 4 - анортозиты

Общими петрохимическими особенностями оливинитов и гарцбургитов массива Маристый является их высокая магнезиальность и глиноземистость при относительно низких содержаниях Si02 (до 42.68%), СаО (до 3.30%) и ТЮ2 (до 0.17%). Следует отметить, что вебсггериты массива характеризуются высокой магнезиальностью и глинозе-мистостью при относительно низких содержаниях SÍO2 (до 44.41%), СаО (до 6.44%) и ТЮ2 (до 0.20%). Для габбровдов и анортозитов характерны высокая глиноземистость, низкие значения ТЮ2 (до 0.63%) и СаО (до 12.72%).

Распределение REE в породах массива Маристый характеризуется преобладанием LREE над HREE, при величине (La/Yb)n=3.66-7.95 в ультрамафитах и пироксенитах и (La/Yb)„=2.78-39.15 в габброидах и анортозитах. Кроме этого для всех разностей установлена положительная аномалия европия (Eu/Eu*=1.32-4.84), обусловленная фракционированием плагиоклаза

Распределению малых элементов в породах массива Маристый свойственно обогащение совместимыми элементами Sr, Ва, LREE и деплетирование в отношении Rb, Nb, Zr, Hf и Th (рис. 6). Низкие значения (ТЬ/Та)п=0.15-0.96 и (La/Yb)„=3.66-6.48 могут свидетельствовать об отсутствии коровой контаминации исходного расплава. Также заметно истощены породы рассматриваемого массива такими элементами, как Со (21140 ррш) и V (обычно 6-11 ррш), относительно которых обогащены Ni (до 1122 ррш) и Cr (до 1535 ррш), что характерно для пикритоидных расплавов, образующихся при плавлении недеплетированного мантийного перидотита.

Анализ содержаний малых элементов в базитах массива Маристый позволяет предполагать, что некоторое обогащение легкими РЗЭ обусловлено дифференциацией первичного расплава, поздние порции которого обогащены легкими элементами, накапливающимися в жидкости, в то время как тяжелые удаляются из расплава вместе с кристаллизующимися оливином и пироксенами. Совпадение соотношений Ti/Y-Nb/Y с таковыми в островодужных базальтах, возможно, обусловлено дефицитом Nb, который совместно с Та может входить в структуру Ti содержащих оксидов, например рутила, или Ti-содержащего амфибола, что и приводит к обеднению Nb, Та кристаллизующихся пород. В тоже время отношение Ti/Y в базитах больше 500, что по данным (Pearse, Gale, 1977) свойственно внутприплитным базальтам. Соотношения в габброидах Zr/Y= 0.8-2.1 и Nb/Y=0.1-0.4 по (Condie at all., 2002) позволяют предполагать для них плюмо-вый источник. Анализ отношений Ta/Yb-Th/Yb свидетельствует о мантийном источнике исходного расплава, при отсутствии признаков субдукционной составляющей.

Конформность спектров распределения резкоземелыгых и малых элементов и закономерное увеличение их содержаний с уменьшением степени основности (рис. 6) позволяет предполагать, что ультрабазигы и базиты массива являются дифференциатами единого магматического расплава.

Обобщая вышеприведенные петро- и геохимические особенности пород массива Маристый можно отметить, что его формировшше связано с проявлением пикритоид-ного магматизма.

Касаясь полученной оценки возраста анортозитов массива Маристый необходимо отметить, что она является наиболее древней для ультрамафит-мафитов Джугджуро-Станового супертеррейна. Учитывая специфический стиль тектономагматической активности в неоархее (Слабунов, 2008; Шарков, Богина, 2009) можно предположить, что их формирование связано с проявлением типичного для архея пикритоидного магматизма, генерация которого происходила в головных частях мантийных плюмов первого поколения (архей-первая половина палеопротерозоя) (Шарков, Богина, 2009).

Становление Хорогочинского габбро-анортозитового массива, так же как и формирование массивов анортозитов каларского комплекса, обладающих сходными геохимическими особенностями, близко по возрасту к одному из эпизодов метаморфизма гранулитовой фации (2.63 млрд. лет) (Сальникова и др., 2004). Последний выделяется в пределах Курультинского блока зоны сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой складчатой области, и, скорее всего, обусловлен амальгамацией и последующей коллизией террейнов, ныне представляющих собой неоархейское гранулиговое основание Джугджуро-Станового супертеррейна, с Олекмо-Алданской континентальной микроплитой (Ларин и др., 2006). В этой связи есть все основания полагать, что становление Хорогочинского массива, также как и анортозитов каларского комплекса протекало в обстановке постколлкзионного литосферного растяжения. Геохронологические данные, а также анализ петролого-геохимических характеристик позволяют предполагать, что формирование Каларской и Хорогочинской габбро-анортозитовых ассоциаций происходило во внуприплитной обстановке. Деплетирование в отношении HFSE, в особенности Nb, Та можно объяснить составом источника, а обогащение Ва, Sr - фракционированием и накоплением плагиоклаза.

Следующий весьма насыщенный этап проявления габбро-анортозитового магматизма приходится на палеопротерозой. Особенно широко он проявился в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна, где ему соответствует формирование анортозитов Джугджурского (1.74 млрд. лет, Неймарк и др., 1992), вебстеритов Кун-Маньенского (1.70 млрд. лет, Гурьянов и др., 2009) массивов и, возможно, массива Ба-ладек(рис. 1).

Для интрузивов Джугджурской группы характерны конформные пластинчатые формы субширотного простирания. В составе массивов установлены меланократовые нориты, оливиниты, перидотиты, пироксениты, габбро-анортозиты и анортозиты (Бирюков, 1997; Ленников, 1979).

Содержания REE в габброидах и анортозитах Джугджура типичны для их анало-

гов из анортозит-мангерит-чарнокит-грашггных ассоциаций (Суханов и др., 1990). Они характеризуются невысокими содержаниями, с обогащением LREE ((La/Yb)n=3.2-36.4)) и положительной Eu аномалией (Eu/Eu*=2.5-8.5). Состав исходных расплавов для габбро-анортозитов Джугджурской ассоциации соответствует высокоглиноземистым базальтам островных дуг (Суханов и др., 1990).

Массив Бападек (рис.1) расположен в одноименном блоке и ранее (Геологическая..., 1999) рассматривался как «выступ» кристаллических пород раннеархейской консолидации. Основной объем интрузива сложен анортозитами, габбро-анортозитами, объединенными в собственно Баладекский комплекс. Кроме этого отмечаются оливи-новые габброиды, габбронориты, троктолиты, пироксеновые горнблецдиты н оливино-вые горнблендиты, выделяемые в качестве Гербиканского комплекса (Карсаков и др., 1987).

Содержания редких земель в пироксенигах и части габброидов изучаемой ассоциации приближаются к таковым в базальтах N-MORB. При этом для данных пород установлена отчетливая отрицательная европиевая аномалия Eu/Eu*=0.6-0.9 и незначительное обогащение UREE над LREE с отношением (La/Yb)„=0.3-0.8 в пироксенигах и слабо дифференцированным спектром REE ((La/Yb)n=3-11) в габброидах. В габбро-анортозитах и анортозитах установлены минимальные содержания редкоземельных элементов при максимальной их дифференцированное™ ((La/Yb)„=8-33) и отчетливой положительной аномалией европия Eu/Eu* = 4.3-5.5.

На спайдердиаграммах для пироксенитов массива Баладек отмечаются минимумы для Sr, Nb и Zr, что характерно для магм генерирующихся из обедненной мантии и близких по составу к базальтам N-MORB (рис.7). В то же время в габброидах отмечаются повышенные содержания Rb, Ва, U, Th, Nb, Sr. Обращают на себя внимание очень низкие содержания REE в анортозитах и конформность их спектров распределения с пироксенитами, за исключением Sr.

Исследованные габбро и габбро-анортозиты, расположены в верхнем течении р.Гербикан и по своим геохимическим особенностям отличаются от типичных «автономных» анортозитов. Базиты массива Баладек обнаруживают вполне определенное сходство с породами офиолитовых комплексов. Так часть габбро-анортозитов, характеризующаяся «прогнутым» спектром REE, отчетливой положительной аномалией Eu по своим геохимическим особенностям близки «кумулятивным» габброидам расслоенного комплекса, а часть габброидов с «выпуклой» формой кривой нормированных концентраций REE и отрицательной аномалией Eu хорошо сопоставляются с основными породами «изотропного» горизонта офиолитовых комплексов (Колман, 1979; Магматические..., 1985,1988).

Такой вариант интерпретации может быть подкреплен тем, что среди ультрамафи-

тов Гербиканского комплекса преобладают апогарцбургитовые серпентиниты, которые практически повсеместно являются составной частью офиолитовых разрезов и рассматриваются в качестве комплекса метаморфизованных перидотитов. Наконец, в состав расчлененного офиолитового комплекса могут входить и силурийские палеоокеаниче-ские вулканогенно-кремнистые толщи Галамского сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса. Следует отметить, что среди последних наблюдаются небольшие тела габбро и апогарцбугитовых серпентинитов. Рассматривая возможные тектонические интерпретации, нельзя не отметить, что массив Баладек расположен в пределах глобальной тектонической границы, разделяющей структуры юго-восточной окраины Се-веро-Азиатского кратона и восточного сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса (Красный, 1960; Роганов, Визгалов, 1972). Из этого следует, что по Улигданской зоне разломов могут быть совмещены геологические структуры с разной историей развития.

В пределах Селенгино-Станового супертеррейна условно палеопротерозойские (также как и условно неоархейские) габбро-анортозитовые ассоциации выделялись на геологических картах разного поколения, однако, без подтверждения из возраста геохронологическими методами. Лишь вы последние годы в процессе данного исследования удалось получить геохронологические свидетельства проявления палеопротерозой-ского габбро-анортозитового магматизма в строениии данной структуры. В частности установлено, что возраст габбро-анортозитов Кенгурак-Сергачинского массива составляет 1866±6 млн. лег.

Таким образом, результаты геохронологических исследований последних лет позволили подтвердить участие в структуре юго-восточного обрамления СевероАзиатского кратона неоархейских и палеопротерозойских габбро-анортозитовых комплексов.

Что касается выделения в пределах этой тектонической единицы палеозойских и мезозойских ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых ассоциаций, то, вплоть до недавнего времени, этот вопрос вообще не поднимался, поскольку в рамках традиционных схем корреляции геологических комплексов эти образования относились к докембрию. Тем не менее, в процессе данных исследований получены материалы, которые свидетельствуют о том, что значительная их часть имеет палеозойский и мезозойский возраст. В настоящее время можно говорить о пермско-раннетриасовом (285-248 млн. лет), позднетриасово-раннеюрском (228-203 млн. лет) и позднеюрском (159-154 млн. лет) этапах ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма. При этом, именно в палеозое и мезозое прошло становление таких известных массивов, как Лучинский, Лукиндинский, Веселкинский и др., однозначно относившихся к раннему докембрию в рамках существующих представлений.

В целом, можно отметить, что в результате целенаправленных исследований уда-

лось получить надежные геохронологические свидетельства многоэтапности проявления ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. Реконструкции этих этапов, установлению наиболее вероятных геодинамических причин их формирования и посвящена данная работа.

В пределах Селенгино-Станового супертеррейна доказательства проявления па-леопротерозойского габбро-анортозитового магматизма получены впервые, что позволило сформулировать первое защищаемое положение:

Палеопротерозойский этап габбро-анортозитового магматизма выделен в пределах Селенгино-Станового супертеррейна, где он представлен ассоциацией, сформированной во внутриплатной обстановке. Породы характеризуются умеренным обогащением LILE, деплетированы в отношении некоторых HFSE и элементов группы железа, что свойственно автономным анортозитам.

Примером палеопротерозойских габбро-анортозитов в пределах Селенгино-Станового супертеррейна является Кенгурак-Сергачинская группа массивов, в которую включаются Кенгуракский, Сергачинский и Орокжанский массивы. Последние расположены в пределах Могочинского блока, где пространственно ассоциируют с метаморфическими комплексами одноименной серии. В строении массивов преобладают габбро-анортозиты, кроме этого, отмечаются габбро, анортозиты и, реже, кяинопироксени-ты. Контакты пород массивов с вмещающими раннедокембрийскими образованиями могочинской серии тектонические (Геологическая карта..., 1999; Козак и др., 2000).

Для габбро-анортозитов Сергачинского массива установлен возраст 186б±6 млн. лет (U-Pb метод по цирконам) (рис.8).

Характерными петрохимическими особенностями пород Кентурак-Сергачинской ассоциации является фекнеровский тренд дифференциации, что характерно для внут-риплитных образований. При этом наиболее ранними дифференциатами исходного ба-зальтоидного расплава вероятнее всего являлись пироксеновые кумуляты, что могло приводить к смещению состава первичного Fe-Ti базальтового магматического расплава в сторону высокоглиноземистого базальта, массовому выделению плагиоклаза и образованию анортозитов (Emslíe, Hegner, 1993).

Спектры редкоземельных элементов во всех типах пород массивов ассоциации слабо и умеренно дифференцированы ((La/Yb)„=4-12). Наиболее высокие содержания РЗЭ наблюдаются в пироксенитах и заметно снижаются в габбро и анортозитах, что связано с их накоплением в клинопироксене. В этом же направлении изменяется и характер Eu-аномалии: от отрицательной (Eu/Eu*=0.76-0.94) в пироксенитах до положительной (Eu/Eu* =2.0-3.0) в габброидах и анортозитах.

I )

N-MORB

„.,« f—] | | | | | ( | | | j || || | | |

Rb Th К Ta Ce Nd Hf Sm Tb Yb Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Lu

Рис.6. Нормированные по примитивной мантни (Sun, Donough, 1989) спектры распределения малых элементов в породах массива Маристый. Условные обозначения: 1 -ультрамафиты,2-пироксениты,3-габброиды;4-анортозиты

0,0 ! J j ! J ! ! ! J ! !

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Рис. 7. Нормированные по хондриту С, (Donough, Sun, 1995) спектры распределения РЗЭ в породах массива Баладек. Состав N-MORB, E-MORB, OIB - по (Sun, Donough, 1989). Условные обозначения породы: 1 -ультрамафиты; 2 - пироксениты; 3 - габброиды; 4 - анортозиты;

Автономные

Î.8 4.2 4.6 5,0 5.4

Рис.8. Диаграмма с конкордией для цирконов из анортозитов Сергачинского массива

I I ! I I ] ! I I I 1 I I ] I I I I 1 Rb Th К Та Ce Nd Hf Sm Tb Yb Во (J Nb La Sr P Zr Ti Y Lu

Рис. 9. Нормированные попримитивной мантии (Sun, Donough, 1989) спектры распределения малых элементов в породах массивов Орогжан и Сергачинский. Поле автономных анортозитов по материалам Н.В.Бердникова. Условные обозначения массивов Орогжан -1-2, Сергачинского - 3-5: 1,4 - габбро, 2,5 - габбро-анортозиты; 3 - пироксениты

Пироксениты, габброиды и анортозиты деплетированы по большинству некогерентных элементов (рис.9) и, особенно, по HFSE: Zr (4-38 ppm), Nb (1-3 ppm), Hf (0.12.4 ррш), Та (0.01-1.16 ppm). Исключение составляют только Ba и Sr, содержания которых возрастают от пироксенигов к габбро-анортозитам: Ba от 25-98 до 450 ppm, и Sr от 132-517 до 1260 ppm. Низкие содержания установлены и для совместимых элементов: № (18-55 ppm), Со (12-60 ppm), Cr (6-70 ppm). Относительное обогащение наблюдается только для V (до 445 ppm). Характерной особенностью габбро-анортозитов являются отрицательные Zr-Hf и Nb-Ta аномалии (рис.9), что позволяет предполагать присутствие в источнике Ti содержащих минералов. По соотношению в баз irr ах Ta/Yb-Th/Yb и Ti/Y-Zr/Y они наиболее близки к внугриплитным образованиям.

Геохимические особенности пород массивов Сергачинского и Орогжан не оставляют сомнений в том, что-они являются членами единой габбро-анортозитовой ассоциации. По содержанию REE породы Кенгурак-Сергачииской ассоциации с одной стороны близки к своим аналогам из Геранского массива, с другой - к анортозитам и габб-роидам каларского комплекса, принадлежащего к анортозиг-мангерит-чарнокит-гранигной магматической ассоциации (AMCG) (Ларин и др., 2006). Но отсутствие в них высокожелезистых и обогащенных калием фельзических пород с геохимическими характеристиками «восстановленных гранитов типа рапакиви» по (Frost, Frost, 1997) с высокими содержаниями HFSE и F не позволяют относить рассматриваемые массивы к данной ассоциации.

Касаясь оценки возраста, полученной для Сергачинского массива, необходимо отметить следующее. Результаты геохронологических исследований габбро-анортозитов являются четкими свидетельствами проявления палеопротерозойского внутриплитного базитового магматизма в пределах восточной части Селенгино-Станового супертеррейна юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. При этом, между проявлением гранулигового метаморфизма этого супертеррейна (1873±8 млн. лет) (Гаврикова и др., 1991) и внедрением изученного массива (1866±6 млн. лег), не затронутого метаморфизмом гранулитовой фации, существовал незначительный разрыв во времени, что позволяет сделать предположение о его постколлизионной природе. На это указывает также и то, что возраст Кенгурак-Сергачинской ассоциации соответствует возрасту гигантского Южно-Сибирского постколлизионного магматического пояса (1.88-1.84 млрд. лет), прослеживающегося по юго-западному обрамлению Сибирского кратона от Енисейского кряжа до Чаро-Олекминского геоблока Алданского щита (Эволюция..., 2006; Ларин и др., 2006).

Таким образом, палеопротерозойский этап габбро-анортозитового магматизма в пределах Селенгино-Станового супертеррейна представлен Кенгурак-Сергачинской ассоциацией массивов ..^мированной во внутриплитной обстановке. Данные образова-

ния характеризуются феинеровским трендом дифференциации, умеренным обогащением LILE относительно хондрита Ci и примитивной мантии и, напротив, деплетированы в отношении некоторых HFSE и элементов группы железа, что свойственно автономным анортозитам (Богатиков, 1979; Богатиков и др., 1984) или «massif type anorthosite» (Ashwal, 1993).

Следующий выделяемый этап проявления ультрабазит-базитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона приходится на пермъ-триас, что позволило сформулировать второе защищаемое положение:

Пермско-раннетриасовый (285-248 млн. лет) этап ультрамафкт-мафитового магматизма установлен как в пределах Селепгино-Станового, так и Джугджуро-Станового супертеррейнов. Ou фиксируется дунит-троктолнт-габбровой ассоциацией пород, геохимическими особенностями которой являются незначительное обогащение LREE, S г, Ва, деплетирование в отношении HREE, Th, Nb. Её формирование происходило в обстановке активной континентальной окраины.

Пермскому уровню ультрамафиг-мафитового магматизма Селенгино-Станового супертеррейна соответствует становление Лукиидинского дунит-троктолит-габбрового массива. В его составе выделены нижняя (анортозит-дунит-троктолитовая) и верхняя (клинопироксенит-габбронорит-габбровая) расслоенные серии.

Возраст габброанортозита (обр. С-3-84) верхней расслоенной серии Лукиидинского массива, установленный изотопным 40Аг/39Аг датированием по плагиоклазу, составил: 285+7.5 млн. лет при расчете по плато (69 % выделенного 39Аг) (рис.10).

Исходя из анализа петрографических особенностей пород Лукиидинского массива, можно наметить следующий порядок выделения минеральных парагенезисов в процессе кристаллизации: оливин + шпинель + плагиоклаз, клинопироксен, ильме-нит-»оливин+клинопироксен+плагиоклаз, шпинель, ильменит -» оливин+ плагиоклаз + клинопироксен, ортопироксен, шпинель, ильменит плагиоклаз + клинопироксен ± оливин, ортопироксен, магнетит, ильменит -» плагиоклаз + клинопироксен + ортопироксен + оливин, амфибол, магнетит, ильменит.

Для анортозит-душгг-троктолитовой серии свойственны широкие вариации количественных соотношений оливина и плагиоклаза. Оливин представлен хризолитом (foi=10.8-18.0%), плагиоклаз - битовнитом (An^.gj) при преобладании (Ал 72-77)- В небольших количествах отмечается клинопироксен - авгит (fcpx=8.7-15.5%). В породах серии в качестве акцессорных минералов постоянно присутствуют хромшпинелиды, характеризующиеся повышенной глиноземистосгью и хромистостью.

' Породы клинопироксенит-габбронорит-габбровой серии обладают меньшей изменчивостью количественных соотношений слагающих их минералов, но относительно более широкими вариациями составов. В оливинах и пироксенах из этих пород уста-

новлена более высокая железистость по сравнению с минералами из пород нижней расслоенной серии (f0i=21.0-28.6%, fcpi¡=18.1-33.1%, fopx=27.5%), в то же время плагиоклаз представлен преимущественно Лабрадором (Агцз-м). Хромшпинелиды в них отсутствуют, сменяясь низкотитанистым магнетитом и ильменитом. Все породы верхней расслоенной серии характеризуются близким идиоморфизмом плагиоклаза, пироксенов и оливина.

Основными петрохимическими особенностями пород интрузива являются увеличение содержаний SÍO2, СаО и уменьшение FeO* в процессе кристаллизации (при уменьшении Mg#) при практически постоянных TÍO2. Это выражается в отчетливом троктолитовом (01-Р1) уклоне и может свидетельствовать об их принадлежности к единой магматической серии. При этом к наиболее характерным особенностям следует отнести общую недосыщенность кремнеземом (Si02<53.56%), высокую магнезиальность ультрабазитов и их плагиоклазовых разновидностей (MgO>28%, Fe0*/Mg0<0.61), высокую глиноземистость анортозитов (АЬОз до 28-30%) при низких содержаниях оксидов титана (ТЮ2<0.64%), фосфора (Р205<0.30%) и щелочей (Na20+К20<0.99%).

Одной из основных геохимических особенностей пород Лукиндинского массива является их обедненность редкоземельными элементами. Содержания REE не превышают 10-ти кратных хондритовых норм, при этом, максимальные их концентрации отмечаются в породах нижней расслоенной серии. Для дунитов и плагиодунигов характерно слабо дифференцированное распределение лантаноидов ((La/Yb)n=0.98-3.14). В габбро-анортозитах нижней серии резко снижаются содержания LREE ((La/Yb)„=6.9-7.8) и проявляется положительная европиевая аномалия (Eu/Eu*=2.4-3.0). Практически идентичный характер распределения лантаноидов установлен так же для габбро и габбро-анортозитов верхней расслоенной серии ((La/Yb)„=3.4-7.1, Eu/Eu*=2.9-4.0), однако, общий уровень нормированных содержаний лантаноидов в этих породах ниже.

Кроме отмеченного выше обеднения редкоземельными элементами основными геохимическими особенностями ультрамафит-мафитов являются их деплетированность в отношении большинства крупноионных литофилов (за исключением Sr и Ва) и высокозарядных элементов. Эти особенности характерны для базальтов островных дуг, от которых исследуемые базаты отличаются более низкими значениями всех элементов, за исключением Sr (рис. 11).

Близость спектров распределения REE и малых элементов в породах Лукиндинского массива позволяет рассматривать их как дифференциаты единого магматического расплава, близкого по составу к недифференцированной мантии, при незначительном участии коровой составляющей. >.V " '

Некоторое обогащение пород LREE может быть , объяснено метасоматозом ман-¡ ¡тийного. клина водными высокалиевыми флювдамч с, высокими содержаниями LILE и

низкими HFSE, отделенными при дегидратации субдуцирующей океанической лето-сферы. В пользу данного предположения свидетельствует и сходство распределения малых элементов в породах описываемого интрузива и массива Сейнав, образовавшегося в обстановке активной континентальной окраины (Леднева и др., 2000), от которого изучаемые базиты отличаются более высокими содержаниями Sr и низкими HFSE (рис. 11).

Состав первичного расплава Лукиндинского массива отвечал меланотроктолиту, кристаллизация которого происходила при температурах 1520-1180°С, давлении около 6 кбар и активности кислорода, отвечающего буферу QFM (Балыкин, 2002).

К триасовому уровню ультрабазит-базитового магматизма в пределах Джугджу-ро-Станового супертеррейна относится становление Лучинского массива, а также Иль-деусского массива.

Возраст габброноритов Лучинского массива установлен в результате датирования U-Pb методом (по цирконам) и он составляет (248±1 млн. лег, рис.12). Расслоенная серия Лучинского дунит-троктолит-габбрового интрузива разделена на три зоны: 1) нижнюю, сложенную дунитами, перидотитами и плагиодунитами; 2) среднюю - троктолитами, чередующимися с оливиновыми габбро, габбро, анортозитами и пирок-сенитами; 3) верхнюю - оливиновыми габбро с редкими горизонтами троктолитов и габброноритов. Разделение нижней и средней зон проведено по появлению в породах массива кумулятивного плагиоклаза. Верхняя зона отличается от средней повышенной железистостью и титанистостью пород и более железистым составом породообразующих минералов. Жильный комплекс интрузива представлен крупнозернистыми троктолитами, пироксенитами и габброноритами.

По соотношениям Р2О5, ТЮг, МпО и К2О габброиды Лучинского массива близки к базитам островных дуг. Одной из основных геохимических особенностей пород Лучинского массива являются низкие содержания в них редкоземельных элементов. Так для гшагиодунитов нижней зоны характерны минимальные содержания REE и слабо дифференцированное их распределение ((La/Yb)n=l.65-3.8). Наличие Еи-аномалии (Eu/Eu*=l.91-1.97), обусловлено накоплением плагиоклаза в процессе фракционирования родоначального расплава. Для габброидов средней и верхней зон установлены более высокие содержания REE с отношением (La/Yb)n=2.8-9.07, при отчетливом максимуме Eu (Eu/Eu*=1.71-2.87), что сближает их с базальтами островных дуг. Пироксени-там лайкового комплекса свойственен экстремально высокий уровень содержаний REE, при слабо дифференцированном их распределении ((La/Yb)„=3.1) и отрицательной Ец-аномалии (Eu/Eu*=0.34).

На спайдердиаграмме для пород Лучинского массива отмечаются максимумы для Ва, Sr и Ей и минимумы для Та, Nb, Zr и Hf (рис.13), что характерно для магм генери-

рующихся из надсубдукционной мантии, от которых они отличаются пониженными содержаниями Rb, U, Th.

Отчетливое преобладание LREE ((La/Yb)„=2.8-74.3), а также конформность спектров распределения малых элементов и закономерное увеличение их содержаний с уменьшением степени основности позволяет полагать, что ультрамафиты и мафиты нижней, средней и верхней серий Лучинского массива являются дифференциатами единого пикробазальтового расплава.

По содержанию в базитах малых элементов они близки к аналогам субдукцион-ных обстановок отличаясь от последних существенно более высокими содержаниями REE. Не исключено также, что обеднение тяжелыми лантаноидами было вызвано присутствием граната в мантийном источнике при генерации родоначального расплава, о чем могут также свидетельствовать высокие значения Tí/Y = 694-1330.

Касаясь изотопного состава Nd и Sr в рассматриваемых породах, можно отметить, что им свойственны достаточно древние значения модельных возрастов Тщ(ЛМ)=2.0 млрд. лет (TNd(DM-2st)=1.8 млрд. лет), отрицательное значение параметра snd(T)=-9.6 и сравнительно низкое начальное отношение Isr =0.70453. Такая величина eNd не может быть обусловлена значительной коровой контаминацией выплавок из астеносферной или плюмовой мантии. Эти изотопные данные также согласуются с выплавлением родоначального расплава из надсубдукционной деплетированной мантии.

К этому же этапу ультрамафиг-мафитового магматизма вероятнее всего относится и формирование Шьдеусского верлит-габбрового массива (рис.1). В его составе преобладают верлиты, плагиоверлиты, перидотиты и их плагиоклазовые разновидности, в подчиненном количестве отмечаются габброиды. Вмещающими интрузив являются неоархейские (?) и условно мезоархейские (?) амфиболиты и гнейсы. В породах массива незначительно проявлены элементы расслоенности, выраженные чередованием пород, отличающихся по содержанию темноцветных минералов.

Ультрамафиты Ильдеусского массива характеризуются слабо дифференцированным распределением REE ((La/Yb)„=0.87-1.69, Eu/Eu*=0.95-1.04) при их общем содержании на уровне 2-4 хондритовых норм. В плагиоклазовых разновидностях появляется отчетливый европиевый максимум (Eu/Eu*=3.27), деплетирование Rb=l-3 ppm, Sr=19-261 ppm, Th=0.01-0.02 ppm, Ta=0.01-0.05 ppm, Hf=0.1-0.3 ppm и незначительное обогащение Ba=l 0-71ppm (рис. 14).

Габброидам интрузива свойственно преобладание LREE над HREE ((La/Yb)„ =7.41) и слабо выраженный европиевый минимум (Eu/Eu*=0.71). Кроме этого им присуще деплетирование в отношении Th=0.06 ppm, Rb=l ppm, Ba=95 ppm, Si=426 ppm и HFSE: Nb=0.41 ppm, Ta=0.14 ppm и Hf =0.2 ppm.

1300 1000

ТОО 600 ■ Ветр.ст плато 284.9*7.5 млн.лгт

400

200 Интегральны' вмраст 444*12.1 млн.лгт

О 20 « 60 80 100

Выделенный "Аг, %

0.272 0.274 0.276 0.278 0 280 0.282 0.284 0.2В8

рис. 10. Диаграмма изотопного 40Аг/39Аг датиро-¡ания по плагиоклазу (обр. С-3-84) при расчете по 1лато

Pb/U

Рис. 11. Нормированные по примитивной мантии (Sun, Donough, 1989) спектры распределения малых элементов в породах массива Лукиндинский. Поля типичных составов базальтов островных дуг, базальтов континентальных рифтов по (Великославинский, Глебовицкий, 2005).

Состав N-MORB, E-MORB, OIB - по (Sun, Donough, 1989). Условные обозначения: 1 - ультрабазиты, 2 -пироксениты, 3 - габброиды; 4 - анортозиты

Базальты континентальных рифтов

Рис.12. Диаграмма с конкордией для цирконов из габбронорита Лучинского массива

E-MORB

« 1

Базальты континентальных рифтов

Массив Сеинав

Рис. 13. Нормированные по примитивной мангии (Sun, Donough, 1989) спектры распределения малых элементов в породах Лучинского массива. Условные обозначения см рис.11: 1 - дуниты, плагиодуниты нижней расслоенной серии; 2 - пироксениты; 3 - габброиды средней и верхней расслоенных серий; 4-биотит-амфиболовый гнейс утугейской свиты

I I I II I II I I II I 1

К Та Ce Nd НГ Sm ТЬ Yb Nb La Sr P Zr Ti Y Lu

E-MORB

заэальты континентальных рифтов

+ 2 Рис.14 Нормированные по примитивной + » мантии (Sun, Donough, 1989) спектры распределения малых элементов в породах Ильдеусского массива. Условные обозначения см. рис. 11: 1 -верлиты, плагиоверлиты, 2 -пироксениты, 3 - габброиды

Максимальные содержания £REE=153-641 ppm и их дифференцированное распределение REE ((La/Yb)n= 1.31-8.16) свойственно пироксенитам. Незначительный Ей минимум (Eu/Eu*=0.71-0.92), обусловлен участием плагиоклаза в процессе фракционирования родоначального расплава. Обогащение в отношении крупноионных литофилов и HFSE: Th до 0.8ppm, Rb=15 ppm, Ва=579 ppm, Sr=711 ppm, Nb=7.69 ppm, Ta=0.44 ppm, Hf=1.5 сближает их с базальтами N-MORB, от которых они отличаются более низкими значениями редкоземельных элементов.

Конформность спектров распределения малых элементов и закономерное увеличение содержаний большинства элементов с уменьшением степени основности позволяет полагать, что ультрабазиты, пироксениты и габброиды Ильдеусского массива являются дифференциатами единого магматического расплава. В то же время они характеризуются близким распределением REE и малых элементов с условно мезоархейски-ми (?) образованиями, от которых отличаются более низким уровнем содержаний.

Обобщая геохимические особенности ультрамафиг-мафигов пермско-раннетриасового этапа, следует отметить, что их общими геохимическими особенностями являются слабое обогащение LREE, Sr, Ва, и деплетирование в отношении HREE, Th, Nb. По отношениям Ti/Y - Nb/Y, Nb*2-Y-Zr/4, Ti/Y-Zr/Y базиты Лукиндинского, Лучинского и Ильдеусского массивов близки к базальтам островных дуг.

Формирование интрузивов происходило в обстановке активной континентальной окраины при субдукции океанической коры Монголо-Охотского палеоокеана под юго-восточную окраину Северо-Азиатского кратона, с которой также связано внедрение субдукционных диоритов токско-алгоминского комплекса (238+2 млн. лет) (Сальникова и др., 2006).

Важно отметить, что возрасты формирования Лукиндинского и Лучинского массивов (285-248 млн. лет) близки возрасту формирования Селенгинского вулкано-плутонического пояса, который по существующим геодинамическим построениям (Парфенов и др., 2003) в начале своего развития сопровождался субдукцией под окраину континента Учитывая, что рассматриваемые массивы, также как и Селенгинский вулкано-плутонический пояс, расположены вдоль южной и юго-восточной окраин Северо-Азиатского кратона имеются основания связывать их формирование с едиными процессами, происходившими в то время на окраине кратона.

Следующие два сближенных этапа ультрамафиг-мафитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона приходятся на поздний триас-раннюю юру и позднюю юру. Изучение геохимических особенностей массивов этих этапов позволило сформулировать третье защищаемое положение:

Поздиетриасово-раннеюрский (228-203 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма проявлен в пределах Джугджуро-Станового супертеррей-на габбровой и пироксенит-габброноритовой ассоциациями пород. Позднеюрскиб (159-154 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма установлен в преде-

лах Селенгнно-Стапового супертеррейна и представлен перндотит-вебстерит-габбровой и перидотит-габбро-монцодиорнтовой ассоциациями. Породам обоих этапов свойственны двойственные геохимические особенности, обусловленные смешением субдукцнонных и впутриплитных характеристик. Формирование массивов данных ассоциаций происходило в обстановке трансформиой континентальной окраины.

Позднетриасовому - раннеюрскому периоду магматической активности юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона соответствуют возраста формирования габбровдов массивов Ульдегит и Чек-Чикан, установленные и-РЬ методом по циркону и составляющие соответственно 228±1 млн. лет (рис.15) и 203±1 млн. лет (рис.16), расположенных в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна.

Массив Ульдегит, расположен в Джугджуро-Становом супертеррейне. Его контакты с вмещающими породами дамбукинской серии и гранитами древнестанового комплекса тектонические (Геологическая..., 1999). В составе интрузива преобладают габбро, претерпевшие метаморфизм амфиболитовой фации.

Анализируя петрохимические особенности габбровдов, следует отметить их очевидную двойственность. Определенная обогащенность пород К20, ТЮг, Р2О5, при относительном дефиците А1203 и феннеровский тренд дифференциации сближает их с базигами рифтовых зон или магматическими породами, сформировавшимися под воздействием плюмов (о-ва Гавайи, Исландия, Реюньон и др.) (Грачев, 1987). В то же время, низкие содержания в них MgO свойственны наиболее распространенному типу базальтов в островных дугах.

Распределение редкоземельных элементов в габброидах массива Ульдегит носит умеренно фракционированный характер (Ъа/УЬ)„=5.8-7.4, при отсутствии европиевой аномалии Еи/Еи*=0.96-1.12, что сближает их с. базальтами океанических островов. В тоже время в них отмечаются повышенные концентрации Ш> (до 17 ррт), Ва (до 778 ррт), Яг (774 ррт) и относительное деплетирование ТЬ (0.29-0.79 ррт), и (до 0.46 ррт), Та (0.14-0.26 ррт), № (2-4 ррт) и Ш(до 0.88ррт), (рис.17).

Геохимические особенности габброидов, в частности соотношение в них У, N1), Ът и Т1 свидетельствует о двойственности их характеристик. Так соотношения У-ЫЬ*2-Тх!4 свидетельствуют об участии внутригаштного источника, а ЫЬ/У-Т^У близки к таковым в базальтах вулканических дуг.

Массив Чек-Чикан расположен в западной части Ларбинского блока. Вмещающими для массива являются метаморфические комплексы курультинской серии.

Преобладающими породами в составе массива Чек-Чикан являются габбронори-ты, амфиболовые габбро, габбро-анортозиты и анортозиты, в подчиненном количестве отмечены ортопироксениты и роговообманковые пироксениты. Следует отметить, что между вышеперечисленными разновидностями отмечаются плавные переходы, что по-

зволяет объединить их в единую серию. Породы интрузива в незначительной степени подверглись метаморфическим преобразованиям, максимальная степень которых проявлена в габброидах.

Габброидам массива Чек-Чикан свойственен достаточно высокий уровень содержаний ТЮ2= 1.83-4.51%, К20 = 0.35-1.05%, Р203 = 0.30-1.36%, что отличает их остро-водужных ультрамафиг-мафиговых интрузивов Центрально-Азиатского складчатого пояса и сближает с базигами, связанных с пермотриасовым суперплюмом. При этом общее увеличение ТЮ2 и FeO* при снижении Mg# в процессе кристаллизации характеризует феннеровский тип дифференциации. Соотношение Ti02, MnO, Р2О5 и К20 в ба-зитах с одной стороны близко к толеигам островных дуг, с другой - к обогащенным базальтам.

Распределение REE в пироксенитах характеризуется близхондритовыми нормированными отношениями ((La/Yb)n=0.54-1.13), при незначительном дефиците европия Eu/Eu*=0.77-1.00, что сближает данные образования с базальтами N-MORB. В то же время концентрации редкоземельных элементов в габброноритах находятся на уровне таковых в базальтах E-MORB, при незначительном преобладании LREE над HREE (La/Yb)„=3.3-4.6 и некотором избытке европия - Eu/Eu*=1.42-1.75. В амфиболовых габбро и габбро-анортозитах содержания LREE увеличиваются практически до уровня базальтов океанических островов (La/Yb)n до 12.9, при этом, европиевая аномалия практически нивелируется Eu/Eu*=0.90-1.18. В целом, для амфиболовых габбро, габбро-анортозитов массива Чек-Чикан характерно обогащение такими элементами, как Rb (11-16 ррш), Ва (250-754 ррш), Sr (420-726 ppm, в наиболее глиноземистых разностях -до 1290), HREE, при относительном дефиците Th (0.08-1.14 ppm), U (0.05-0.36 ppm), Hf (0.6-1.1 ppm), Nb (6-17 ppm), Та (0.18-0.88 ppm) и умеренных Zr (28-145 ppm), (рис.18). Приведенные выше результаты геохимических и петрохимических особенностей пород массива Чек-Чикан позволяют предполагать генетическое родство пироксенитов, габб-роноритов, амфиболовых габбро и габбро-анортозитов.

Основываясь на геохимических особенностях мафитов позднетриасово-раннеюрского этапа, а именно повышенных концентрациях LREE, Rb, Ва, Sr и низких -Th, Nb, Та можно предположить, что их формирование связано с прекращением суб-дукции и последующем разрывом субдуцируемой пластины. В этом случае в образовавшуюся брешь поступило астеносферное вещество, что и привело к возникновению магм, по своим геохимическим характеристикам, несущим признаки как субдукционно-го происхождения, так и участия внутриплитных источников. Об участии обогащенного источника могут свидетельствовать отношения Y-Nb*2-Zr/4 и Ta/Yb-Th/Yb. В то же время соотношения Sr/Y-Y и Ybn - La/Ybn, аналогичные таковым в

0 2* 0.2Л О 250 0 252 0 2М 0.2»

Рис.15. Диаграмма с конкордией для цирконов из габбро массива Уль дегит

OIB E-MORB

Базальты континентальных рифтоа

0215 021* о 219 0 221

0225 0 227 0 229

Рис. 16. Диаграмма с конкордией для цирконов из габбронорита массива Чек-Чикан

OIB E-MORB

Rb Th К Та Ce Nd НГ Sm Tb Yb Ва U Nb La Sr P Zr Ti Y Lu

Рис. 17. Нормированные по примитивной мантии (Sun, Donough, 1989) спектры распределения малых элементов в габброидах массива Ульдегит. Поля типичных составов базальтов островных дуг, базальтов континентальных рифтов по (Великославинский, Глебовицкий, 2005). Состав N-MORB, E-MORB, 01В - по (Sun, Donough, 1989).

* I

ИЬ ТЬ К Та Се N<1 НГ Бт ТЬ \Ь ва о мь 1л 5г р 1т т1 v ьп

Рис. 18. Нормированные по примитивной мантии (Бип, Оопои$Ь, 1989) спектры распределения малых элементов в породах массива Чек-Чикан. Условные обозначения см. рис. 11:1- пироксенигы, 2 - габброиды;

адакитах. Образование последних, по мнению исследователей (Calmus at all., 2003; Ро-lat, Kenich, 2001) обусловлено: 1 - открытием астеносферного окна, связанного либо с субдукцией либо с разрывом субдуцируемой пластины в условиях аномально высокого температурного градиента; 2 - плавлением океанической коры в асгеносферном окне; 3 — взаимодействием продуктов частичного плавления мантийных перидотитов с метасо-матизированными амфиболсодержащими растворами.

Вышеперечисленные особенности, а именно смешение субдукционных и внутри-плитных характеристик, позволяют предполагать, что формирование позднетриасово-раннеюрских массивов Ульдегит и Чек-Чикан происходило в обстановке трансформной континентальной окраины.

Полученные геохронологические данные позволяют рассмотреть вопрос соотношения возраста формирования рассматриваемых масивов и иных магматических образований юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. В частности, полученные данные, в первом приближении соответствуют раннемезозойскому этапу грани-тоидного магматизма, проявленному в пределах этой структуры. Однако, рассматриваемые мафитовые массивы существенно моложе пермь - раннетриасовых мафитовых интрузий, описанных выше, и они также моложе диоритов токско-алгоминского комплекса (238+2 млн. лет) (Сальникова и др., 2006), для которых предполагается надсуб-дукционное происхождение. Кроме того, они обрадают весьма специфическими геохимическими особенностями, что может свидетельствовать о смене характера взаимодействия плит.

Следующий позднеюрский этап ультрамафит-мафитового магматизма проявлен в пределах Селенпшо-Станового супертерренна и представлен перидотит-вебстерит-габбровой и перидотит-габбро-монцодиоритовой ассоциациями, слагающими соответственно Веселкинский и Петропавловский массивы.

Возраста массивов, установленные U-Pb методом по циркону, составляют для кварцевого монцодиорита Петропавловского массива - 159±1 млн. лет (рис.19), а для роговообманкового габбро верхней расслоенной серии Веселкинского массива - 154±1 млн. лет (рис.20). .

Позднеюрский Петропавловский массив расположен в Могочинском блоке (рис. 1) и сложен верлитами, пироксенитами и их плагиоклазовыми разностями, габбро, щелочными габбро, габбро-диоритами и монцодиоритами. Вмещающими для интрузива являются позднемезозойские гранитоиды тукурингрского комплекса (Ларин и др., 2005).

Характерными петрохимическими особенностями верлитов, пироксенитов и габб-роидов являются их низкая магнезиальность и умеренная глиноземистость при относительно высоких содержаниях Si02 (до 52.72%) и ТЮа (до 2.01%). Анализ поведения

летрогенных компонентов в габброидах Петропавловского массива показывает двойственность их характеристик. С одной стороны они близки к базальтам срединно-океанических хребтов, с другой - к обогащенному источнику.

Распределение REE в ультрабазитах и пироксенитах носит слабо дифференцированный характер ((La/Yb)n =1.2-4.3)) при слабой положительной аномалии Eu (Eu/Eu* до 1.22). Следует отметить, что верлиты характеризуются минимальными содержаниями REE (£REË=12.28), тогда как в габбро и монцодиоритах уровень концентраций лантаноидов значительно возрастает (%REE=104-133).

Общими геохимическими особенностями пород массива являются обогащение LIL элементами: Rb (10-38 ppm), Ва (309-765 ppm), Sr (571-1341 ррш) и LREE, при умеренных содержаниях HFSE: Zr (до 205 ppm), Nb (3.48-7.48 ppm), Hf (0.78-1.76 ppm) и Ta (0.19-0.54 ppm) (рис. 21), что сближает их с базальтами вулканических дуг. В то же время высокие содержания в габброидах Sr, а также отношения S r/Y и Ybn - La/Ybn позволяют предполагать участие обогащенного источника.

Близость распределения REE и малых элементов и повышение их общего количества от верлитов до кварцевых диоритов позволяет рассматривать породы, слагающие Петропавловский массив, как дифференциаты единого магматического расплава.

Основными петрохимическими особенностями пород Петропавловского массива является «совмещение» пород нормальной и субщелочной серий, при этом определяющими их геохимическими свойствами является существенное обогащение LREE, по сравнению с HREE, что приближает их к составам OIB и может быть обусловлено мантийным литосферным обогащенным источником. В целом породам рассматриваемого массива свойственны высокие содержания Rb, Ва, Sr, LREE, при существенном депле-тировании Nb, Та, Hf, Zr.

Позднеюрский Веселкинский массив расположен в Урканском (Амазаро-Гилюйском) блоке Селенгино-Станового супертеррейна, вблизи с Джелтулакской шовной зоной (рис.1). Он представляет собой вытянутое в субширотном направлении тело и слагает обособленный блок среди условно неоархейских (?) образований гилюйского и гранитоидов тукурингрского (?) комплексов. Ведущая роль в строении массива принадлежит перидотит-вебстериг-габброноритовой ассоциации пород.

Анализ разрезов массива позволяет выделить нижнюю и верхнюю расслоенные серии, разделенные сендвичевым горизонтом амфиболовых габбро. Большое количество петрографических разновидностей пород обусловлено различными соотношениями породообразующих минералов - оливина, орто- и клинопироксена, плагиоклаза.

Нижняя расслоенная серия сложена дунигами, лерцолитами, роговообманковыми перидотитами и их плагиоклазовыми разностями, пироксенитами (ортопироксенитами, оливиновыми клинопироксенитами, клинопироксенитами, вебстеритами), габбронори-тами, оливиновыми габбро, габбро. В основании ритмов наблюдаются ультрабазиты,

иногда с хромититовыми горизонтами, сменяющиеся вверх по разрезу амфиболовыми габбро, оливиновыми габбро и габброноригами.

Верхняя расслоенная серия представлена оливинитами, верлитами, габброноригами и плагиоклазовыми горнблендитами. В основании ритмов наблюдаются ультрабази-ты или меланогаббро, сменяющиеся вверх по разрезу лейкократовыми монцогаббро, монцодиоритами и кварцевыми монцодиоритами.

Отличительной минералогической особенностью интрузива является присутствие трех пироксенов - ортопироксена, диопсид-авгита и пижонита Подобные трехпироксе-новые образования описаны в различных районах Алтае-Саянской складчатой области: массивах Демир-Тайга, Заоблачный в Восточном Саяне, (Изох, 1999) др. Присутствие трехпироксеновых парагенезисов характерно для высокожелезистых кумулятов расслоенной серии, формирование которых происходило при высокой fo2. Необходимо отметить, что для монцодиоритов также характерно присутствие трех пироксенов, что позволяет увязывать породы расслоенной серии с монцодиоритами в единую ассоциацию.

Петрохимическими особенностями пород изучаемого интрузива является их низкая магнезиальность и глшюземистостъ при относительно высоких содержаниях ТЮг (до 3.58%) и СаО (до 18.42%). По соотношению Mg#-Ah03 они формируют оливин-плагиоклазовый тренд, обусловленный фракционированием оливина. В то же время по соотношению Mg#-CaO для образований массива установлено два тренда кристаллизации - первый свойственен для дунигов и пироксенитов нижней расслоенной серии и выражается в закономерном увеличении содержаний СаО при снижении MgO. Второй образуют габброиды верхней расслоенной серии, для которых отмечается снижение содержаний СаО при уменьшении MgO.

Общими геохимическими особенностями пород нижней расслоенной серии являются относительно низкие содержания ТЮ2=0.5-0.8%, Sr (74-130 ррш) (за исключением разностей с кумулятивным плагиоклазом), Ва (обычно <50 ppm), Nb (<0.7 ррш), Zr (<30 ррт), обеднение Со и Ni относительно примитивной мантии, но обогащение этими элементами относительно базальтов MORB, с отношением Ni/Co от 10-12 в пироксеии-тах, до 8-9 в габброидах.

Распределение REE в пироксенигах, вебстеритах и габброноритах характеризуется умеренной дифференцированностыо при величине отношения (La/Yb)„=3,9 - 4.7, которое достигает 7.4 в лейкократовых габброидах. В плагиоклазовых разновидностях отмечается слабая положительная европиевая аномалия Eu/Eu*=1.25, тогда как составы других пород характеризуются слабым его дефицитом Eu/Eu*=0.85-0.97.

И-431

0.158 (M 62 0.16« 0.170 0.174 Q.176 0.1В2

0,1М 0.181 0,133 0.185 0.187 Q.1S8 0.171

Рис. 19. Диаграмма с юнкордией для цирконов из кварцевого монцодиорита Рис. 20. Диаграмма с конкордией для цирконов из роговообманкового габбро

Петропавловского массива

OIB E-MORB

100.00

Веселкинского массива

OIB E-MORB

|льты континентальных рифтов * 1 * г Ф з X 4

N-MORB островных дуг Коллизионные габброиды

0.10

IIIII M II 1 II M 1 M II

Rb Th К Та Ce Nd НГ Sm Tb УЬ Ва И Nb La Sr Р Zr Ti Y Lu

Rb Th К Ta Ce Nd Hf Sm Tb Yb Ba U Nb La Sr P Zr Ti Y Lu

Рис.21. Нормированные по примитивной мантии (Sun, Donough, 1989) спеюры рас- Рис. 22. Нормированные по примитивной мантии (Sun, Donough, 1989)

пределения малых элементов в породах массива Петропавловский. Поля типичных спектры распределения малых элементов в породах массива

составов базальтов островных дуг, базальтов континентальных рифтов по (Велико- Веселкинский. Условные обозначения: 1 - ультрабазиты; 2 -

славинский,Глебовицкий,2005). СоставN-MORB,E-MORB, 01В-по(Sun,Donough, пироксенеты;3-габброиды;4-диориты 1989). Условные обозначения: 1 - пироксениты, 2-габброиды;3-диориты.

Амфиболовым габбро верхней серии свойственна умеренная титанистость (Т1О2 = 1.1-2.1%), повышенная щелочность (K20+Na20=4.4-5.0) вплоть до появления субщелочных габбро. Этим породам характерны высокие содержания Sr (780-1690 ppm), Ва (634-1170 ppm), LREE, умеренные концентрации Sc (30.17- 30.59 ppm), V (116-149 ppm), Си (40-62 ppm), Nb (5.0-7.7 ppm), Zr (94-190 ppm), Hf (2.9-4.6 ppm). Для распределения REE установлена высокая степень дифференцированности ((La/Yb)„= 9.9-43.7), что может свидетельствовать о высокой степени фракционирования исходного расплава.

Спектры распределения малых элементов в породах Веселкинского массива характеризуются отчетливыми максимумами Ва, Sr, LREE, при минимумах Nb, Та, Hf, Zr (рис.22). В целом их график распределения подобен таковым в островодужных базальтах, за исключением ярко выраженных минимумов Р и Sr.

Состав исходного расплава Веселкинского массива, рассчитанный методами средневзвешенного и геохимической термометрии отвечает субщелочному пикритоиду.

Возвращаясь к геохимическим особенностям пород Веселкинского массива нельзя не отметить их существенное обогащение LREE, по сравнению с HREE, что приближает их к составам OIB. В тоже время относительная истощенность в отношении таких элементов, как Nb, Та, Zr, Hf сближает их с породами зон субдукции.

Обобщая геохимические особенности Петропавловского и Веселкинского массива, следует отметить, что соотношения Y-Nb*2-Zr/4, Nb/Y-Ti/Y, Y-Sr/Y и Ybn-La/Ybn указывают на возможное участие обогащенного источника в формировании исследуемых пород.

Схожесть петрохимических и геохимических особенностей пород, слагающих Ве-селкинский и Петропавловский массивы, а также близкие значения возрастов этих массивов позволяет относить их к единому перидотит-габбро-монцодиоритовому комплексу, сформированному в обстановке трансформной континентальной окраины. При этом сходство петролого-геохимических характеристик ультрамафит-мафитовых массивов с субдукционными образованиями может быть обусловлено образованием их родона-чальных расплавов частичным плавлением деплетированного надсубдукционного мантийного источника.

Касаясь полученных возрастов формирования Веселкинского и Петропавловского массивов, следует отметить, что данный этап ультрамафит-мафигового магматизма предшествовал внедрению гранитов позднестанового комплекса, для которого получены значения возраста 138+4.8 млн. лет (Ларин и др., 2001). Последние фиксируют завершающий этап регионального метаморфизма амфиболитовой фации (Ларин и др., 2006), природа которого еще не находит однозначной интерпретации.

Наиболее молодой этап ультрабазит-базитового магматизма реконструируется по формированию раннемеловых габброидов Верхнеларбинского массива, расположенного в Иликанском блоке Джугджуро-Станового супертеррейна. В его строении участвуют высококалиевые габброиды и кварцевые диориты, без признаков метаморфических преобразований, что позволяет сопоставлять их с породами габбро-монцодиоритовой формации. Вмещающими для массива являются образования джигдалинской свиты условно мезоархейского (?) возраста и гранитоиды тукурингрского комплекса. Для габброидов Верхнеларбинского массива, возраст габброидов которого, установлен U-Pb методом по циркону и составляет 134±4 млн. лег (рис.23).

Габброиды массива относятся к субщелочной калиевой серии (Na20 + К20=5.91-7.47%; ЫагО/КгО = 0.2-0.4) с такими содержаниями титана (ТЮг =1.28-1.34%), магния (Mg0=3.20-4.71%, #Mg=31.1-36.1) при высоких содержаниях Р205 (до 1,51%). На диаграмме КзО-БЮг их фигуративные точки попадают в поле пород'шошонитовой серии. В процессе кристаллизации, в породах Верхнеларбинского массива с уменьшением магнезиальносги увеличивались содержания ТЮг, АЬ03, FeO и снижались SiOj, MgO, СаО, что соответствует «феннеровскому» или толеитовому трепцу диффенциации, при низком парциальном давлении кислорода (Грачев, 1987). Это сближает их с породами рифтовых зон (о-ва Гавайи, Исландия, Реюньон и др.) (Roger at all, 2000). В то же время по содержаниям Т1О2, MnO, P2OJ и КгО базиты соответствуют извеспсово-щелочным базальтам задуговых бассейнов или щелочным базальтам островных дуг.

Распределению редкоземельных элементов свойственно значительное обогащение LREE, при отношении (La/Yb)„ до 110-123 в габброидах, с отчетливо проявленной отрицательной европиевой аномалией Eu/Eu*=0.65-0.80. Это сближает изучаемые породы с базальтами океанических островов (OIB) и базальтами континентальных рифтов, хотя уровень концентраций REE несколько ниже в кварцевых диоритах и значительно выше в габброидах. Кроме описанного выше обогащения LREE типичным для этих пород является сильное обогащение рядом некогерентных элементов: Rb (до 101 ррт), Ва (до 6519 ррт), Sr (1428 ррт), Zr (до 510 ррт). На спайдерграмме, нормированной к примитивной мантии, фиксируются положительные аномалии Ва, К, LREE, Р, Zr и отрицательные аномалии Nb, Та, Ti, Sr. По своим геохимическим характеристикам породы массива обнаруживают сходство с базигами шошонитовой серии.

Следует отметить, что в габброидах наблюдается отчетливый минимум Sr, в то время как в кварцевых диоритах отмечается его максимум. Это может быть обусловлено комплементарностью пород массива и участием плагиоклаза в процессе фракционирования родоначального расплава

0.021t 0.021* 0.0210 • 0.0206

0.0202

v.l» V.|W V.I1i V. | м V. | W tf.l« n- .. —, _

Rb Tb К Та С* Nd Hf Sm Tli Yb

SSSÄ ёервденсЖ PgSb24. Нормированные по приЪип.в'ной'йа.ггЙ« (SuV DLo"nough

массива г к г 1989) спектры распределения малых элементов в породах массив

Верхнеларбинскии. Условные обозначения см.рис. 11: 1 габброиды; 2 - кварцевые диориты.

Проанализировав основные гёохий^ескйе"хардаёр11(лтш1 габбр0ид<5в~и кварце- """ вых диоритов нельзя не отметить их двойственность. Так, обогащение LREE, Sr, Ва и деплетирование в отношении Y, соотношения La/Ybn - Ybn, Sr/Y - Y близкие к таковым в адакитах, свойственны для образований активных континентальных окраин. В то же время на фоне общего высокого содержания REE и малых элементов, отмечается их умеренное деплетирование в отношении HFSE (рис.24), что наблюдается в зонах суб-дукции.

Согласно полученным геохронологическим данным возраст массива существенно моложе, чем возраст заключительного этапа регионального метаморфизма, проявлешю-го в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона, о котором упоминалось выше. Он также моложе гранитоидов тукурингского комплекса (142-138 млн. лет (Ларин и др., 2000,2001,2006)). С другой стороны, становление Верхнеларбинского массива древнее, чем внедрение эпизональных граюггоидных батолитов удско-зейского (тындинско-бакаранского) комплекса (127 млн. лет (Ларин и др., 2003))

Закономерности формирования оруденения, связанного с ультрамафит-мафитовыми и габбро-анортозитовыми интрузиями

С ультрабазит-базитовыми и габбро-анортозитовыми массивами связаны крупнейшие месторождения медно-никелевых, железо-титан-апатитовых, платинометалль-ных и платиносодержащих хромитовых и титаномагнетитовых руд (Конников, 1978, Додан и др., 2003; Naldiett at all, 1990 и др.) Балтийского и Канадского щитов, Сибирской платформы, Австралии и др. (Медно-никелевые..., 1985; Кривенко и др., 1990; Маракушев, 2001). При этом определяющими факторами металлогенической специализации при образовании того или иного возможного типа магматического оруденения являются степень обогащения источника рудными элементами и процессы дифференциации, приводящие к их накоплению. В пределах Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона, на

основании установленных выше этапов ультрамафит-мафитового магматизма и оруде-нения, связанного с изученными массивами ультрабазит-базигов, можно выделить четыре основных металлогенических этапа: неоархейский, палеопротерозойский, пермот-риасовый и позднегорский, изучение которых позволило сформулировать четвертое защищаемое положение: .

Габбро-анортозиты иеоархейскнх и палеопротерозойских ассоциаций юго-восточного обрамлении Северо-Азиатского кратона перспективны в отношении выявления платинометаллыюй минерализации, связанной с апатнт-Fe-Ti н Cu-Ni-Со орудеиеннем. С пермо-триасовыми дуиит-троктолит-габбровымн интрузиями прогнозируется обнаружение медно-никелевых руд с сопутствующими платиноидами. В позднеюрскнх перидотит-вебстерпт-габбро-монцонитовых массивах, можно ожидать выявление платинометального орудеиения, связанного с хромитами.

Неоархейский металпогенический этап связан со становлением габбро-анортозитов Каларской ассоциации. В их пределах известны месторождения и многочисленные проявления титано-магнетиговых руд и апатита в габбро-анортозитах, проявления медно-никелевых руд в ультрабазитах или пироксенитах.

В пределах Куранахского массива выявлено несколько месторождений Fe-Ti-апатитовых руд наиболее крупными из которых являются Куранах и Большой Сэйим. В пределах Имангаыггского массива установлены проявления медно-никелевых руд, одним из которых является проявление Баякит.

В пределах развития как Fe-Ti так и Cu-Ni минерализации установлены участки благоприятные для выявления сопутствующего платинометаяльного оруденения. При этом потенциально благоприятные обстановки формирования платинометалльных месторождений определены наличием значительных по размерам габбро-анортозитовых массивов (площадью не менее 50-70 км2), что является необходимым (Платинонос-ность..., 1995; Додан и др., 2003) условием для создания практически значимых концентраций при дифференциации вещества в магматической камере.

Платинометальная минерализация, связанная с Fe-Ti оруденением установлена в пределах участков Балтылах и Сайболах (Pt+Pd до 0.14 г/т). При этом для неб характерно преобладание Pt над Pd и высокий коэффициент корреляции между Pt и Ti (0.89). Следует отметить, что максимальные количества ЭПГ установлены в образцах с повышенными содержаниями S, Си и №. Это может свидетельствовать о платиноносности сульфидсодержащей тигано-магнетиговой минерализации. При этом по содержащие Pt и Си изучаемое титано-магнетитовое оруденение сопоставимо с аналогичной минерализацией Пудожгорского массива, от которого отличается отчетливым минимумом Pd, нормированным по хондриту Ci (Donough, Sun, 1995) при величине Pt/Pt*=7-18 (рис.25).

Платинометалльная минерализация, приуроченная к Cu-Ni оруденению участка Баякит, связана с перидотитами и пироксенитами, в которых установлена сингенетическая неравномерно вкрапленная, шлировая и гнездовая (до 20%) сульфидная минерализация с содержанием (Pt+Pd до 0.2 г/т). В большинстве образцов отмечается преобладание палладия над платиной (Pt/Pt*=0.24-0.42). Характер распределения ЭПГ сходен с установленным в известных платинометалльных месторождениях, таких как риф Ме-ренского (Бушвельд) (Maier, Barnes, 1999) и др. от которых он существенно отличается по абсолютным значениям (рис.25).

Кроме вышеперечисленных типов платинометалльной минерализации в пределах Каларской группы массивов возможно выявление малосульфидных горизонтов в габбро-анортозитах и хромитсодержащих в ультрамафитах.

Наиболее интересным в отношении малосульфидного плагинометалльного оруде-нения является участок Арбагасс, в габбро-анортозитах которого установлены образцы с содержаниями Pt+Pd до 0.23 г/т. Для данной минерализации характерно отчетливое преобладание Pd над Pt, Ir и Ru, что отражено «возрастающим» графиком нормированных по хондриту С] содержаний этих элементов при величине Pt/Pt*=0.07-0.89, где Pt* =CRh„+Pd„)/2.

Максимальные содержания палладия отмечаются в пробах с максимальными содержаниями меди при явном ее преобладании над никелем. Следует отметить, что спектр распределения Pt и Pd, нормированных по хондриту Ci (Donough, Sun, 1995) очень близок к спектрам массивов Стиллуотер (Додин и др., 2003) и Пудожгорский (Додан и др., 2003), от которых отличается более низкими значениями.

Для хромитсодержащих серпентинизированных дунитов участка Илин-Сала характерно преобладание Pt над Ru, Pd и Ir. В целом графики, нормированных содержаний ЭПГ (рис.25) имеют корытообразный облик и близки к офиолятам Омана От типичных хромититов они существенно отличаются численными значениями и «восстающим» трендом в области Rh-Cu. Обращают на себя внимание отчетливо проявленные максимумы Pt (Pt/Pt*=3.43-9.62) и Си (Си/Си*=8.01-13.90, где Cu*=(Aun+Re„)/2).

По теории экстремальных состояний химических элементов ближайшими аналогами платины являются палладий и никель, которым характерны минимумы иошшх радиусов и максимумы электросродства. Это отражает сильную индефферекгность металлов к кислороду и максимальное сродство к сере (Маракушев, Безмен, 1992). Следует отметить, что особенности распределения ЭПГ в ультрамафит-мафитах, определяются сродством к сульфидной сере нарастающим в последовательностях Cr-Mn-Fe-Co-Ni, Mo-Te-Ru-Rh-Pd и W-Re-Os-In-Pt (Маракушев, 1979). В связи с этими свойствами элементов в расслоенных хромит или железо(титан) содержащих прослоях концентрируется преимущественно Pt (Os, Re), a Pd (Rh-Ru) свойственен более поздним никель-

содержащим сульфидам. Эти выводы наглядно подтверждены на примере образований Канарского массива с различной металлогенической специализацией.

Таким образом, в пределах Каларской габбро-анортозитовой ассоциации массивов установлено два типа оруденения ТьБе-апатитовое в габбро-анортозитах и Си-М в перидотитах и пироксенитах. С вышеперечисленным оруденением возможно обнаруже-!ше платинометальной минерализации соответственно платиносодержащего титано-мапгепггового и малосульфидного типов. При этом для ТьБе-апатигового оруденения установлен платиновый тип распределения ЭПГ, а для Си-№ - палладиевый. Не исключено выявление в пределах изучаемых массивов и малосульфидного платиноме-талльного оруденешы.

Палеопротерозойский металлогенический этап представлен многочисленными Бе-ТС рудопроявлешшми в габбро-анортозитах Джугджурской ассоциации и Си-№-Р( рудопроявлеииями Няндоми, Авланджинское и Одоринское, приуроченные к породам краевой перидотит-пироксенит-габбро-норитовой ассоциации (Соляник, 1999) лантар-ских анортозитов.

Рудопроявление Си-№-Р1 руд Няндоми представлено рудными телами массивной и брекчиевидной форм, в которых обнаружены минеральные фазы платиноидов (мон-чеитов, сперрилитов, платино-палладиевого теллурнда) и золота Отчетливое преобладание палладия над платиной в рудах рудопроявления Няндоми свойственно палладие-вому типу распределения ЭПГ, что свойственно для сульфидного типа платиноме-тапльного оруденения. Рудопроявление медно-иикелевых платинометальных руд Май-макан (Кэндэкэ) представлено пирротин-халькопирит-пиритсодержащими апатит-ипьменит-титаномагнетитовыми оливиновыми габброидами с повышенным содержанием платиноидов (до 149 мг/т) (Лазаренков, 2001), № до 0.97%, Си до 1.57%, Со до 0.24% (Приходько и др., 2009).

Рудопроявление Си-№ руд Богидэ представлено массивными и брекчиевыми пир-ротин-халькопирит-пирит-пентландитовыми рудами, с содержаниями № - 0.58-0.77%, Си - 0.29-0.68% и Со - 0.095-0.14% (Приходько и др., 2009).

Массивные платиносодержащие сульфидные руда выявлены и в массиве Куи-Манье. Анализ закономерностей распределения содержаний №, Си, Со, РН-Р(1 указывает на повышение их содержаний с глубиной эрозионного среза интрузий ультрамафи-тов.

В пределах палеопротерозойской Кенгурак-Сергачииской ассоциации габбро-анортозитовых массивов установлено несколько рудопроявлений тнтано-магнетитовых руд (Скарновое и др). Кроме этого, по аналогии с Джугджурскими и Каларскими габбро-анортозитами здесь прогнозируется тгатиносодержащее тигано-магнетиговое ору-

денение, учитывая повышенные содержание ЭПГ в пироксенитах, габбровдах и анортозитах участков Виденовский, Колоктикан и Орогжан.

Повышенные содержания ЭПГ в пределах участка Виденовский свойственны для 'тИтаио-магнетитовых габбро (Р(1 до 0.29 г/т и Р| до 0.68 г/т при сумме Pd+Pt до 0.858 ;!г/т)"и сульфидных прожилков (П до 1.512 г/г, Рб до 0.24 г/т, Аи до 0.1 г/т). Аналогичные ТьМ( габбро с сульфидной вкрапленностью и повышенными содержаниями платиноидов (Р(+Рё=до 0.48 г/т), высокими фосфора, кобальта и никеля установлены на участках Колоктикан и Орогжан (Р1+Рё=0.53 г/г).

Обобщая вышеприведенные данные по платиносодержащему оруденению Кенгу-рак-Сергачинской габбро-анортозитовой ассоциации можно сделать вывод об его приуроченности к сульфидсодержащим титано-магнетитовым габброидам и пироксенитам, для которых характерны также повышенные содержания Си и №.

Как видно из рис. 26 пироксенитам и габброидам свойственны однотипные спектры распределения нормированных содержаний ЭПГ с хорошо проявленным минимумом Аи (Аи/Аи*=0.01-0.60, где Аи^^+Сиуг), за исключением сульфидного прожилка) и максимумом Р! (Р1ЛЧ*=1.3-4.0), что свойственно платиновому типу распределения ЭПГ. Отчетливый «восходящий» характер распределения ЭПГ в области №-Р1 отличает оруденение Кенгурак-Сергачинской ассоциации от аналогов Каларской ассоциации и других известных массивов. Следует отметить, что содержания Р( и Р<1 в породах изучаемых массивов сопоставимы с таковыми в хромититах Австралии и рудных образованиях Пудожгорского массива.

Таким образом, обобщая вышеприведенные данные о рудоносности Каларской, Джугджурской и Кенгурак-Сергачинской габбро-анортозитовых ассоциаций можно выделить два основных типа минерализации — железо-титан-апатитовое и медно-никелевое. Выявленные типы оруденения по механизмам своего образования резко отличаются друг от друга, но чаще всего связаны с единым мантийным источником.

' В пределах развития как Ре-Т^апатитовой так и Си-№ минерализации Каларской, Джугджурской и Кенгурак-Сергачинской ассоциаций установлены участки с повышенными содержаниями ЭПГ. При этом поведение платиноидов на различных геохимических уровнях различно. Так для апатит-Ре-ТС оруденения характерно преобладание Р1 над Р(1, что свойственно платиновому типу распределения ЭПГ. В то же время для сульфидных Си-№-Со руд установлено преобладание Рд над Ри что свойственно палла-диевому типу распределения ЭПГ.

Учитывая огромные масштабы проявления габбро-анортозитовых ассоциаций в пределах как Джугджуро-Станового, так и Селенгино-Станового супертеррейнов, здесь возможно выявление месторождений металлов платиновой группы связанных с апатит-РеЛт и Си-№-Со оруденением.

Пермско-раннетриасовый метамогенический этап ультрамафнт-мафитового магматизма в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона по времени совпадает с магматизмом, обусловленным субдукционными процессами и влиянием Сибирского суперплюма. Следует отметить, что при участии плюмов происходят сложные процессы, обусловленные взаимодействием глубинного мантийного магматизма с корой и литосферной мантией, что приводит к образованию значимых скоплений медно-никелевых руд и платиноидов. К триасовому металлогеническому этапу, обусловленному влиянием Сибирского суперплюма относятся образование платино-носных базальтов Норильского района (Додин и др., 1999), Cu-Ni - руд с ЭПГ в Южном Китае (Song at all, 2003), Монголии (Изох и др., 2006) и Вьетнаме (Glotov at all., 2004).

В пределах Джугджуро-Станового супертеррейна к этому этапу относится становление Лучинского, Ульдегит, Чек-Чикан, Ильдеусского, Утанакского и др. более мелких массивов, а в пределах Селенгино-Станового - Лукиндинского массива.

Следует отметить, что в пределах Лучинского и Ильдеусского массивов установлена Cu-Ni минерализация, формирование которой, вероятнее всего происходило одновременно или несколько позднее, чем становление вмещающих её ультрамафит-мафитов.

Анализ распределения сульфидной минерализации в породах Лучинского интрузива позволил разделить ей три типа: 1) сингенетическую в дунитах, пироксенигах, оливиновых габбро и меланогаббро; 2) гнездово-нрожилковую и шлировую в вебстери-тах и габброноритах; 3) прожилковую в габбровдах и вмещающих породах.

Исследование изотопного составы серы показало его обогащение легкими изотопами (32S). Из этого можно сделать вывод, что образование данного типа минерализации происходило при низких значениях фупггивности кислорода (Юг) и температуры, на завершающих стадиях дифференциации интрузива. В то же время по особенностям химического состава сульфидных минералов Лучинского массива, а именно: пирроти-нам, высокосернистым с относительно высокими содержаниями № до 1.64%; пентлан-дитам с низкими значениями Fe, высокими Ni, Си и S и очень высокими Со (до 8.48%) и халькопиритам с большими концентрациями железа и меди и относительно низкими серы, описываемые минералы наиболее близки к аналогам из верхних метагаббро и габбро-норитов Мончетундровского интрузива и верхних горизонтов дифференцированных интрузий.

В сульфидизированных вебстеритах Ильдеусского интрузива изотопный состав серы показывает е£ обогащение 34S. Этот факт свидетельствует либо о возможной сульфуризации пород, либо об образовании данной минерализации при высокой фуги-тивности кислорода (ГО2). В любом случае это положительный фактор для возможной локализации сульфидных руд. Особенности распространения и химического состава

сульфидных минералов в породах Ильдеусского массива, в том числе высокие содержания № (до 6.73%) в пирротинах, относительно высокие концентрации Бе и низкие -№ - в пентлавдитах, низкие значения Ре и Си, но более высокие - № в халькопиритах позволяет предполагать более высокие температуры их образования относительно их аналогов из образований Лучинского массива, а следовательно принадлежность их к более глубоким горизонтам дифференцированной интрузии.

На основании геолого-геофизического и минералого-геохимического моделирования рудоносности Ильдеусского массива, установлены положительные критерии локализации в его пределах сульфидного Си-№ оруденения: залегание интрузива среди серу содержащих неоархейских (7) образований; геофизические аномалии минимальных значений электрического сопротивления; приуроченность массива к крупным региональным разломам - возможным концентраторам оруденения; выявление никельсодер-жащей сульфидной фазы в ультрабазитах с содержаниями № до 0.5%; обогащение изотопного состава сульфидной серы тяжелым изотопом

Проблема платиноносности сульфидной минерализации Лучинского и Ильдеусского массивов практически не изучена Обобщение результатов анализов изученных образцов с повышенными содержаниями ЭПГ свидетельствует о преобладании Р<1 над РЪ при максимальных содержаниях Рс1 (0.101 г/т) в габброидах жильной серии Лучинского массива.

Анализ вышеприведенного материала позволяет предполагать, что перспективы платиноносности Лучинского и Ильдеусского массивов могут определяться возможным выявлением медно-никелевых руд с сопутствующими платиноидами.

Одним из наиболее ярких массивов, традиционно считающимся перспективным в отношении не только медно-никелевого, но большей частью платинометалльного оруденения малосульфидного и медно-никелевого типов является Лукиндтский, расположенный в пределах Селенгино-Станового супертсррейна.

Проведенными в разные годы исследованиями в массиве установлены многочисленные проявления сульфидной медно-никелевой, хромитовой, титано-магнеткговой и др. минерализаций, а также геохимические аномалии Ли и Р1. Обращают на себя внимание низкие содержания никеля - 0.1-0.3%, кобальта и меди в сульфидном орудене-нии. Наибольшее среднее содержание № (до 1%) и Со (до 0.08%) установлено в зоне вкрапленных сульфидных руд - Сульфидной.

Изучение изотопного состава серы из разных сульфидных рудопроявяений Лу-киндинского массива показало близость его к метеоритному стандарту (бЭ34 - 0.9-0.7°/оо), поэтому образование значительного по масштабам сульфидной минерализации маловероятно, тем не менее в ассоциации с ней возможно выявление платинометалльного оруденения.

Массив Спиищютер

Массив Стипяуотср

N1 05 1г Ви В1) Р1 Га Аи Си Не

•—*1 О-0 2 □—□3

Рис. 25. Распределение ЭПГ в ультрабазитах Канарской ассоциации, нормализованные по хондриту С, (ОопоивИ, Зил, 1995), в сравнении с эталонными объектами.

Порода Канарского массива. I - хромитоносные дуниты участка Илин-Сала (платиновый тип); 2 -сульфидно-вкрапленные минерализованные зоны участка Баякит (палладиевый тип); 3 -малосульфидная и титано-магнетитовая минерализация участка Арбагасс (палладиевый тип)

1 I ГЛ I I I I

N1 Оз 1г Ни Ш. Р| ГЛ Ли Си Ке

□ 1 О 2 О 3

Рис. 26. Распределение ЭПГ в породах Кенгурак-Сергачинской ассоциации, нормализованные по хондршу С, (Donough, Бип, 1995), в сравнении с эталонными объектами.

Условные обозначения: 1-2 породы Серпншстго масс ива. 1 - пироксениты; 2 -габброиды (платиновый тип); 3 - габброиды массива Орогжан (платиновый тип)

Массив Стиплуотер г

Массив Стиллуотср

0.1

N1 Ов 1г Ни

■ | а 2

Рис. 27. Распределение ЭПГ в породах Лукиндинского массива, нормализованные по хондршу С, (Оопо1щЬ, Бип, 1995), в сравнении с эталонными объектами.

Породы Лукиндинского массива: 1 - дуниты, анортозиты (родиевый тип); 2 - габброиды (платиновый тип)

Лудакгорстй массив

Os Ir Bu Rh PI Pli Au Cu Re

Я I a 2 tJ3 D4

Рис. 28. Распределение ЭПГ в породах Веселкинсюго массива, нормализованные по хондриту С, (Donough, Sun, 1995), в сравнении с эталонными объектами.

Породы Веселкинского массива: 1 - дуниты, оливиниты, лерцолиты (платиновый тип); 2 -ортопироксен-хромитовые кумуляты (палладиевый тип); 3 - пироксениты; 4 -габброиды

Так, повышенные содержания ХЭПГ установлены в сульфидизированных ультра-мафитах и габбромдах соответственно до 1.015 г/т и 0.858 г/т. Следует отметить, что в хромитсодержащих дунитах с сульфидной вкрапленностью преобладающим элементом платиновой группы является родий. При этом содержания Ш» превышают количества Р( и Рс1, с отношением Ю1/Ю1*=3.7-28.9 (ЯЬ*=(Ди+Р1)/2). В то же время в габброидах количества Р1 преобладают над остальными ЭПГ (Р1/ Р1*=2.6-5.б).

Спектр распределения платиноидов, нормированных по хондригу С1 (рис.27), практически идентичен таковым в офиолигах Омана, от которых отличается значительно более высокими значениями.

Один из наиболее интересных участков, перспективных в отношении платиноме-тального оруденения, связанного с Си-№ минерализацией, расположен в верхней части разреза интрузива, вскрытого в скважине СЗ. Здесь установлены оливиновые габбро с повышенными содержаниями платиноидов (ЕЭПГ=0.708-0.858 г/т). Проанализировав данные по залеганию пород с отмеченными аномальными содержаниями ЭПГ автором был составлен вариант предполагаемого разреза интрузива с выделением участков благоприятных для локализации платинометального оруденения. Следует отметать, что его перспективы массива могут быть связаны и с выявлением малосульфидного типа, аналогичного платиноносному «рифу» Йоко-Довыренского массива. При этом основными ЭПГ могут быть родий и платина

Интерес в отношении платинометалльной минерализации в настоящее время представляет позднеюрский Веселкинский массив. В его пределах установлены и подтверждены последующими исследованиями аномальные содержания платиновых металлов. Причем речь идет о двух типах платинометального оруденения: первый связан с хромититами с преобладанием платины над палладием, второй - сопутствующий мед-но-никелевой минерализации с преобладанием палладия над платиной.

Сингенетическая сульфидная минерализация характерна доя пород нижней части разреза интрузива (дуниты, пироксениты, оливиновые клинопироксениты), где она представлена пирротином, пентлаидитом, халькопиритом, миллеритом и кубанитом. По составу сульфидные минералы резко обеднены никелем, и обогащены медью относительно сульфидной минерализации Тапнахского и Норильского интрузивов и наиболее близки по минеральному и химическому составу эпигенетическому оруденению Йоко-Довыренского массива Отсутствие в составе пирротинов никеля и присутствие в них меди позволяют предполагать, что в пределах обнаженной части Веселкинского интрузива, мы наблюдаем верхние горизонты сульфидного оруденения.

В пределах изучаемого массива, кроме медно-никелевой установлена и хромито-вая минерализация, приуроченная к нижней части разреза. По составу хромшпинелидов ультрабазиты мало перспективны на обнаружение промышленного хромитового оруденения, но возможно нахождение, связанного с ними, платинометального оруденения.

Именно в хромитсодержащих дунитах установлены наибольшие содержания ЭПГ (до 5.73 г/т). Совместное нахождение хромитового и медно-ншселевого оруденения наблюдается и в других известных расслоенных массивах и связывается с глубокой дифференциацией расплавов (Ш(1геИ, 1989).

Анализ распределения содержаний ЭПГ, нормированных по хондриту Сь позволил выделить два типа: палладиевый (А) и платиновый (Б) (рис.28). При этом график нормированных по хондрту содержаний ЭПГ, свойственный палладисвому типу распределения, характеризуется отчетливым обогащением тяжелыми платиноидами, по сравнению с легкими. Этот тип является преобладающим для клинопироксенигов, ду-нитов-оливипитов и габброицов Весел кинского массива.

Платиновый тип распределения характеризуется преобладанием Pt в отношении Р<1 и Ш1, что выражено отчетливым максимумом на диаграмме. Он характерен для ор-топироксен-хромитовых кумулагов изучаемого массива.

Таким образом в пределах Веселкинского массива можно ожидать выявление платинометального оруденения, связанного с хромитами в орто- и клинопироксенигах.

Анализ приведенного выше материала по металлогешиеской специализации пер-мотриасовых и позднеюрских ультрамафит-мафитов позволяет связать приуроченные к ним типы оруденения с обстановками континентальных окраины Северо-Азиатского кратона либо активной либо трансформной.

Обобщая вышеприведенные данные по рудоносности пермо-триасовых дунит-троктолит-габбровых и позднеюрских перидотит-вебстерит-габбро-монцонитовых интрузий можно прогнозировать связанные с ними соответственно медно-никелевые руды с сопутствующими платиноидами и платинометальное оруденение, связанное с хромитами.

Заключение

Проведенные исследования геологического строения, минералогических, пеггро-химических и изотопно-геохимических особенностей ультрамафит-мафиговых массивов Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов позволили выделить в пределах указанных геологических структур несколько этапов ультрамафиг-мафитового и габбро-анортозитового магматизма.

В рамках данного исследования существенно расширен перечень объектов, характеризующих неоархейский этап габбро-анортозитового магматизма. В частности получены данные о возрасте и геохимических особенностях пород, слагающих Хорогочин-ский и Маристый массивы.

Получены надежные геохронологические данные, позволившие обоснованно выделить в пределах восточной части Селенгино-Станового супертеррейна палеопротеро-зойский габбро-анортозитовый комплекс, представленный Кеягурак-Сергачинской группой массивов.

В результате целенаправленных геологических, геохронологических, минералого-

геохимических исследований показано, что многие "реперные" ультрамафит-мафитовые и габбро-анортозитовые массивы, традиционно считавшиеся докембрий-скими, имеют палеозойский и мезозойский возраст. Эти данные позволили выделить несколько фанерозойских этапов ультрамафит-мафитового и габбро-анортозктового магматизма Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов, обусловленных различными процессами, происходившими вдоль континентальной окраины. В этой связи, полученные в результате данного исследования материалы, существенно уточняют существующие представления о геодинамической эволюции юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

Наконец, использованный в данной работе металлогенический анализ рассматриваемых магматических образований по "временным срезам" в сочетании с геодинамическим анализом может быть применен для разработки критериев прогнозирования и оценки возможных типов оруденения. Кроме того, полученные даные о возрасте магматических комплексов в совокупности с результатами исследования их потенциальной рудоносности, могут быть использованы при современных металлогенических построениях.

Участие в монографии

Платиноносность ультрабазит-базитовых комплексов Юга Сибири. Богнибов

B.И.. Кривенко А.П., Изох А.Э. и др. - Новосибирск, 1995. -151 с.

Список основных работ, опубликованных по теме диссертации

1. Ахмегов Р.Н., Бучко И.В. Геологическое строение и платиноносность массива ба-зитов кл.Веселого (Верхнее Приамурье) // Тихоокеанская геология.- 1995.- Т. 14.- №3,-

C.-53-59.

2. Бучко И.В. Распределение элементов платиновой группы в расслоенных ультраба-зит-базитопых интрузиях Становой складчатой системы (на примере Веселкинского массива) // Тихоокеанская геология,- 2000,- Т. 19.-№2.-С.94-100.

3. Бучко И.В., Зимин С.С., Октябрьский P.A. Эволюция состава рудных минералов в процессе становления Веселкинского ультрабазит-базитового массива Среднего Приамурья // Записки Всесоюзного минералогического общества.-2000.-Ч.СХХ1Х.-№4.-С.29-36.

4. Бучко И.В. Медно-никелевое оруденение в ультрабазит-базитах Станового мегаб-лока южного обрамления Северо-Азиатского кратона. В кн. Поиски и разведка месторождений полезных ископаемых Сибири. Томск, 2000. С.25-35.

5. Бучко И.В., Изох А.Э., Носырев М.Ю. Сульфидная минерализация ультрабазит-базитов Станового мегаблока II Тихоокеанская геология. 2002.-Т. 21.- №4,- С. 56-68.

6. Бучко И.В. Состав исходного расплава и магматического субстрата Веселкинского перидотит-вебстерит-габбрового массива (Приамурье) // Тихоокеанская геология. 2005,-Т. 1.-С. 85-92.

7. Бучко И.В., Сорокин A.A. Позднепапеозойская магматическая дуга северной окраины Аргунского террейна и связанное с ней золотое оруденение (Верхнее Приамурье) //Геология и геофизика. 2005. -Т. 46,- №6.-С.617-624.

8. Бучко И.В., Кудряшов Н.М. Геохимические особенности расслоенных массивов восточной части Западно-Станового террейна (южное обрамление Северо-Азиатского кратона) // Тихоокеанская геология. 2005. -Т.24,- №2.- С.95-109.

9. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Сорокин A.A., Сорокин А.П., Котов А.Б., Яковлева С.З. Первые свидетельства проявления мезозойского ультрамафит-мафитового магматизма в пределах Селенгино-Станового террейна юго-восточного обрамления Сибирского кратона // Доклады Академии Наук. 2005.- Т.- 405,- №4. - С. 514-518.

10. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Ларин А.М., Котов А.Б., Сорокин A.A., Великосла-винский С.Д. Возрастные рубежи формирования мафитовых и ультрамафит-мафитовых комплексов Селенгино-Станового и Джугджуро-Станового супертеррейнов юго-восточного обрамления Сибирского кратона // «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)». Материалы научного совещания. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2005. -Т.1.-С. 38-40.

11. Бучко П.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин A.M., Великославинский С.Д., Сорокин A.A., Сорокин А.П., Яковлева С.З. Палеопротерозойские габбро-анортозиты Селенгино-Станового супертеррейна южного обрамления Сибирского кратона // Доклады Академии Наук. 2006. -Т. 407,- № 4. -С.502-505.

12. Бучко И.В. Платиноносность Канарского габбро-анортозитового массива // «Актуальные проблемы рудообразования и металлогении». Новосибирск, 2006. С.42-43.

13. Бучко И. В., Сальникова Е. Б. Геохимические особенности ультрабазит-базиговых комплексов позднеюрского возраста Селенгино-Станового супертеррейна // Известия ВУЗов Сибири. Серия наук о Земле, 2006. -В. 9-10. -С. 50-52.

14. Бучко И.В., Изох А.Э. Петролого-геохимические особенности Лучинского плагио-дунит-троктолит-габбрового массива Джугджуро-Станового супертеррейна // Известия ВУЗов Сибири. Серия наук о Земле, 2006.- В. 9-10. -С. 52-55.

15. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Сорокин A.A., Котов А.Б., Ларин A.M., Яковлева С.З. Первые данные о возрасте и геохимии пород Кенгурак-Сергачинского габбро-анортозитового массива (юго-восточное обрамление Сибирского кратона) // Тихоокеанская геология. 2006,-Т. 25. -№ 2. -С.15-23.

16. Бучко И.В., Изох А.Э., Сальникова Е.Б., Сорокин A.A., Котов А.Б., Яковлева С.З. Петрология позднеюрского ультрамафит-мафитового Веселкинского массива, юго-восточное обрамление Сибирского кратона // Петрология. 2007. -Т. 15.- №3.- С.283-294.

17. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Сорокин A.A., Котов А.Б., Ларин A.M., Изох А.Э., Яковлева С.З. Возраст и геохимические особенности позднеюрских ультрамафит-

мафиговых массивов Селенгино-Станового террейна южного обрамления СевероАзиатского кратона И Геология и геофизика. 2007. -№12,- С. 1321-1333.

18. Бунко И.В., Сальникова Е.Б., Ларин A.M., Сорокин A.A., Сорокин А.П., Котов А.Б., Великославинский С.Д., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В. Возраст и геохимические особенности ультрамафит-мафитового Лучинского массива (юго-восточное обрамление Сибирского кратона) //Доклады Академии Наук. 2007. -Т.413. -№ 5.- С.651-654.

19. Бучко И.В., Сорокин A.A., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Плоткина Ю.В. Высокотитанистые габброиды западной части Джугджу-ро-Станового супертеррейна: возраст и тектоническая позиция // «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)». Иркутск: ИЗК СО РАН, 2008. -T.I. -В.6.- С. 49-50.

20. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Сорокин A.A., Котов А.Б., Ларин A.M., Великославинский С.Д., Яковлева С.З. Возраст и тектоническая позиция Кенгурак-Сергачинского габбро-анортозитового массива (Селенгино-Становой супертеррейна южного обрамления Сибирского кратона) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2008.- Т.16.-№4.-C.3-13.

21. Бучко И.В., Сорокин A.A., Изох А.Э., Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П. Возраст и происхождение раннемезозойского ультрамафит-мафитового Лучинского массива (юго-восточное обрамление Сибирского кратона) // Геология и геофизика. 2008. -№8,- С.754-768.

22. Бучко И.В. Минералогические и петрологические особенности ультрабазит-базитовых массивов Брянтинского блока (юго-восточное обрамление СевероАзиатского кратона) // Записки Российского Минералогического общества. 2008. -№4. -С. 1-19.

23. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Сорокин А.П., Ларин A.M., Великославинский С.Д., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В. Возраст и тектоническое положение Хоро-гочинского габбро-анортозитового массива (Джугджуро-Становой супертеррейн) // Доклады Академии Наук. 2008. -Т.423. -№ 2. -С.238-242.

24. Бучко И.В., Сорокин A.A. Петрохимические, геохимические особенности и вопросы генезиса габброноритового массива Чек-Чикан, юго-восточное обрамление СевероАзиатского кратона // Тихоокеанская геология. 2009.-Т 28.- №6. -С.55-64.

25. Бучко И.В., Сорокин A.A., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Яковлева С.З. Триасовый этап ультрамафит-мафитового магматизма Джугджуро-Станового супертеррейна (южное обрамление Северо-Азиатского кратона) // Тектоника и глубинное строение Востока Азии. VI Косыгинские чтения. Доклады всероссийской конференции 20-23 января 2009 г. Хабаровск. Хабаровск: Институт тектоники и геофизики ДВО РАН, 2009. С. 160-163.

26. Bucbko I.V., Sal'nikova E.B., Larin A.M., Kotov A.B., Sorokin A.A.,Velikoslavinsky S.D. Timing of Pre-cambrian gabbro-anorthosites in theStanovoy mobile belt (Eastern Siberia) // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2009. -V.73. -Iss.13. -Suppl.l.-P.A170.

27. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Ларин A.M., Сорокин А.А., Котов А.Б., Великосла-винский С.Д. Этапы проявления ультрабазит-базигового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона // Изотопные системы и время геологических процессов. Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии, 2-4 июня, 2009 г., Санкт-Петербург. Т. 1. СПб: ЧП Каталкина, 2009. С. 90-92.

28.Buchko I.V., Sorokin A. A., Palessky S.V. Distribution of the platinum group elements in the Mesozoic ultramafic-mafic massifs of the Dzhugdzhur-Stanovoy superterrane ((southern rim of the North Asian craton) // International Symposium «Large Igneous Provinces of Asia, mantle plums and metallogeny». Novosibirsk, Russia, 6-9 august 2009. Novosibirsk, 2009. -P. 54-57.

29. Бучко И.В., Сорокин A.A., Ларин A.M., Великославинский С.Д., Сорокин А.П., Кудряшов Н.М. Позднемезозойские постколлизионные высококалиевые габброиды Джугджуро-Станового супертеррейна // Доклады Академии Наук. 2010. -Т.431. -№ 3. -С.238-242.

30. Бучко И.В., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин A.M., Великославинский С.Д., Сорокин А.П., Плоткина Ю.В. Высокотитанистые габброиды западной части Джугджуро-Станового супертеррейна: возраст и тектоническая позиция // Геохимия. - 2010. №6.-С. 1-4.

31. Бучко И.В., Сорокин А.А., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин A.M., Изох А.Э., Великославинский С.Д., Яковлева С.З. Триасовый этап ультрамафит-мафитового магматизма Джугджуро-Станового супертеррейна (южное обрамление Северо-Азиатского кратона) // Геология и геофизика. - 2010 (в печати).

32. Бучко И.В., Сорокин А.А. Первые данные по благороднометалльной геохимии Ка-ларского габбро-анортозитового массива//Тихоокеанская геология. 2010. № 6.

_ Лицензия ЛР № 040326 от 19 декабря 1997 г.

Подписано к печати Формат бумаги 60х 84 1/16

Бумага тип. N1 усл. печ. л. 3

Тираж 130 экз._Заказ № 2750_

Издательство Благовещенского государственного педагогического университета. Типография Благовещенского гос.пед. университета 675000, Амурская обл., г.Благовещенск, Ленина, 104.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Бучко, Инна Владимировна

Введение.

Глава 1. Методика исследований.

1.1. Методика полевых исследований.

1.2 Методика аналитических исследований.

Глава 2. Состояние изученности ультрабазит-базитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

Глава 3. Основные черты геологического строения юго-восточного. обрамления Северо-Азиатского кратона и проявления ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма.

Глава 4. Основные этапы ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

Глава 5. Неоархейский этап ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Севсро-Азиатского кратона.

5.1. Массив Маристый оливинит-вебстерит-габбровый.

Петрографические особенности пород.

Состав исходного расплава.

Геодинамическая обстановка формирования.

5 2. Хорогочинский габбро-анортозитовый массив.

Петрографические особенности пород.

Состав главных породообразующих минералов.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Р-Т параметры формирования пород и их метаморфизма.

Геодинамическая обстановка формирования.

5.3. Каларская группа габбро-анортозитовых массивов.

Петрографические особенности пород.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Сведения о составе исходного расплава.

Глава 6. Палеопротерозойский этап габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азнатского кратона.

6.1. Палеопротерозойские габбро-анортозиты Джугджуро-Станового супертеррейна.

6.1.1.Дэ1сугдо!сурская ассоциация габбро-анортозитовых массивов.

Основные петрогеохимические особенности минералов и пород.

Сведения о Р-Т условиях кристаллизации минералов и исходном расплаве.

6.1.2. Габбро-анортозитовый массив Баладек.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Р-Т параметры формирования пород и их метаморфизма.

Геодинамическая обстановка формирования.

6.2. Палеопротерозойские габбро-анортозиты Кенгурак-Сергачинской группы Селенгино-Станового супертеррейна.

Петрографические особенности пород.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Глава 7, Пермо-триасовый этап ультрамафит-мафитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

7.1. Ультрамафит-мафитовые массивы Селенгино-Станового супертеррейна.

7.1.1.Лукиндинский дунит-троктолит-габбровый массив.

Петрохимические и геохимические особенности пород.

Состав исходного расплава и источника.

Геодинамическая обстановка формирования пород Лукиндинского массива.

7.2. Ультрамафит-мафитовые массивы Джугджуро-Станового супертеррейна.

7.2.1.Лучинский дунит-троктолит-габбровый массив.

Петрографическая характеристика пород.

Состав главных породообразующих минералов.

Основные петрохимические и геохимические особенности пород.

Состав исходного расплава.

Геодинамическая обстановка формирования Лучинского массива.

I.2.2. Ильдеусский верлит-габбровый массив.

Петрографические особенности пород.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Состав исходного расплава.

Глава 8. Позднетриасово-раннеюрский этап ультрамафит-мафитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

8.1. Массив габброидовУльдегит.

Основные петрогеохимические особенности пород.

S 2. Массив Чек-Чикан пироксенит-габбро-норитовый.

Петрографические особенности.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Модельные расчеты кристаллизации исходного расплава.

Геодинамическая обстановка формирования.

Глава 9. Позднеюрский этап ультрамафит-мафитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

9.1. Петропавловский перидотит-габбро-монцодиоритовый массив.

Основные петрогеохимические особенности пород.

9.2. Веселкгтский перидотит-вебстерит-габбровый массив.

Петрографические особенности пород.

Состав главных породообразующих минералов.

Состав рудных минералов.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Модельные расчеты кристаллизации родоначального расплава.

Источники вещества и геодинамическая обстановка формирования.

Глава 10. Раннемеловой этап ультрамафит-мафитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

10.1. Массив Верхнеларбинский габбро-монцодгюргтговый.

Петрографические особенности пород.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Состав исходного расплава.

Геодинамическая обстановка формирования.

Глава 11. Ультрамафит-мафитовые ассоциации неясного возраста.

II.1. Массив Балдиглия пироксенит-габбровый.

Основные петрогеохимические особенности пород.

Глава 12. Рудоносность ультрамафит-мафитовых комплексов юго-восточного обрамления Сибирского кратона.

12.1. Неоархейский мсталлогенический этап.

12.2. Палеопротерозойский мсталлогенический этап.

12.2.1 Джугджуро-Становой супертеррейн.

12.2.1 Селенгино-Становой супертеррейн.

12.3. Пермотриасовый металлогенический этап.Г.

12.3.1. Селенгино-Становой супертеррейн.

12.3.2. Джугджуро-Становой супертеррейн.

12.5. Позднеюрский металлогенический этап.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Этапы ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона"

Изучение ультрабазит-базитовых и габбро-анортозитовых массивов издавна привлекает внимание исследователей. Являясь производными мантийного или базальтового магматизма, они проявляют себя как чуткие индикаторы геодинамического режима, что вносит неоценимый вклад для реконструкции'истории развития геологических структур. Кроме этого они могут быть весьма благоприятными объектами для изучения процессов дифференциации магматических расплавов и условий их кристаллизации. Результаты исследований строения интрузивов используются при разработке многих петрогенетических проблем, таких как формирование внутреннего строения интрузивных тел, текстур и структур магматических горных пород, дифференциации магматического расплава в интрузивных камерах, выявление закономерностей распределения рудных компонентов в интрузивных телах и др. (Магматические.,1985,1987).

Помимо большого теоретического значения внимание к изучению ультрабазит-базитового магматизма обусловлено и практическим интересом. Так, с интрузиями ульт-рамафит-мафитов связаны крупнейшие месторождения сульфидных медно-никелевых, хромитовых, титано-магнетитовых и платинометалльных руд, приуроченные к. расслоенным ультрабазит-базитовым массивам (Магматические., 1985, 1987).

В пределах Селенгино-Станового и Джугджуро-Станового супертеррейнов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона широко распространены разнообразные по формационной принадлежности и петролого-геохимическим особенностям ульт-рабазит-базитовые и габбро-анортозитовые массивы, наиболее крупными из которых являются Кепгурак-Сергачинский, Хорогочинский, Нюкжинский, Лукиндинский, Веселкин-ский, Чек-Чикан, Ульдегит, Лучинский и Ильдеусский и др.

Согласно существующим представлениям (Геологическая карта., 1984; 1999; Ко-зак и др., 2000; Мартынюк и др., 1990) все они без исключения вместе с вмещающими их метаморфическими породами и гранитоидами рассматриваются как неотъемлемая часть докембрийского фундамента. Однако в последнее время получены многочисленные геохронологические данные (Ларин и др., 2002; Ларин и др., 2003; Бучко и др., 2005-2008), свидетельствующие о том, что значительная часть геологических комплексов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона, традиционно считавшихся докем-брийскими, имеют более молодой возраст. Это позволяет по иному посмотреть на позицию ультрамафит-мафитовых комплексов в истории геологического развития Селенгино-Станового и Джугджуро-Станового супертеррейна юго-восточного обрамления СевероАзиатского кратона.

Цель работы - Основная цель исследований состоит в установлении основных этапов, минералого-геохимические особенностей и геодинамических обстановок формирования ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых ассоциаций юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. В соответствии с указаной целью для "реперных" ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых массивов рассматриваемого региона решался следующий комплекс взаимоувязанных задач:

1. Получение данных о возрасте ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых массивов Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов.

3. На основании геохимических и изотопно-геохронологических данных определить наиболее вероятные геодинамические обстановки формирования ультрамафит-мафитовых массивов.

4. Корреляция этапов формирования ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона.

5. Установление металлогенической специализации и потенциальной рудоносности разновозрастных ультрамафит-мафитовых массивов Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов.

Фактический материал и аналитические методики исследований. В основе диссертации лежит фактический материал, собранный автором за время работы в Институте Геологии и природопользования 1988-2009 гг. В этот период автор непосредственно принимал участие в полевых исследованиях и занимался обработкой полученных материалов, в процессе которой проанализирована коллекция шлифов (более 500 шт). Выполнено около 600 микрозондовых анализов определения состава породообразующих и рудных минералов и более 2500 оригинальных анализов пород на породообразующие окислы и элементы-примеси. Проведены геохронологические исследования 10 образцов U-Pb методом по циркону и 1 образец - Ar-Ar методом по плагиоклазу. Некоторое количество образцов для исследований было любезно представлено А.А.Сорокиным и В.А.Гурьяновым.

Защищаемые положения.

1. Палеопротерозойский (1.87 млрд. лет) этап габбро-анортозитового магматизма выделен в пределах Селенгино-Станового супертеррейна, где он представлен Кенгурак-Сергачинской ассоциацией, сформированной во внутприплитной обстановке. Породы характеризуются умеренным обогащением LILE, деплетированы в отношении некоторых HFSE и элементов группы железа, что свойственно автономным анортозитам.

2. Пермско-раннетриасовый (285-248 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма установлен как в пределах Селенгино-Станового, так и

Джугджуро-Станового супертеррейнов. Он характеризуется внедрением дунит-троктолит-габбровой ассоциации пород, геохимическими особенностями которой являются незначительное обогащение ЫШЕ, Б г, Ва, деплетирование в отношении 1ШЕЕ, ТЪ, ТЧЬ. Её формирование происходило в обстановке активной континентальной окраины.

3. Позднетриасово-раннеюрский (228-203 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма проявлен в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна габбровой и пироксенит-габброноритовой ассоциациями пород. Позднеюрский (159154 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма установлен в пределахСе-ленгино-Станового супертеррейна и представлен перидотит-вебстерит-габбровой и перидотит-габбро-монцодиоритовой ассоциациями. Породам обоих этапов свойственны двойственные геохимические особенности, обусловленные смешением суб-дукционных и внутриплитных характеристик. Формирование массивов данных ассоциаций происходило в обстановке трансформной континентальной окраины.

4. Габбро-анортозиты неоархейских и палеопротерозойских ассоциаций юго-восточного обрамления Север о-Азиатского кратона перспективны в отношении выявления платинометалльной минерализации, связанной с апатит-Ее-И и Си-№-Со оруденением. С пермо-триасовыми дунит-троктолит-габбровыми интрузиями прогнозируется обнаружение медно-никелевых руд с сопутствующими платиноидами. В позднеюрских перидотит-вебстерит-габбровых массивах, можно ожидать выявление платинометального оруденения, связанного с хромитами.

Научная новизна

1. Получены данные о возрасте целого ряда "реперных" ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых массивов на основании чего в пределах Селенгино-Станового супертеррейна впервые выделен палеопротерозойский этап габбро-анортозитового магматизма. В пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона установлены пермско-раннетриасовый, позднетриасово-раннеюрский и позднеюрский этапы ультрамафит-мафитового магматизма.

2. Установлены минералогические и геохимические особенности пород "реперных" ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых массивов, что позволило выявить генетические особенности и наиболее вероятные геодинамические обстановки их формирования. Показано, что образование палеопротерозойских габбро-анортозитов происходило во внутриплитной обстановке, становление пермско-раннетриасовых дунит-троктолит-габбровых массивов в обстановке активной континентальной окраины, позднетриасово-раннеюрских и позднеюрских ультрамафит-мафитовых массивов в обстановке трансформной континентальной окраины.

4. Проведена оценка металлогенической специализации ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых интрузий различного возрастного уровня, что позволило обоснованно подойти к решению вопроса их потенциальной рудоносности и прогнозированию возможных типов оруденения.

Практическое значение.

Получены новые данные о возрасте реперных ультрамафит-мафитовых комплексов и габбро-анортозитовых, которые значительно уточняют существующие на данный момент представления о геологическом развитии Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов. Эти результаты уже вошли в современную серию региональных легенд нового поколения геологических карт Дальнего Востока. Металлогенический анализ рассматриваемых магматических образований может быть использован для разработки критериев прогнозирования и оценки возможных типов оруденения. Кроме того, полученные даные о возрасте магматических комплексов в совокупности с результатами исследования их потенциальной рудоносности, могут быть использованы при современных металлогенических построениях.

Апробация результатов исследований и публикации:

Основные положения диссертации докладывались и обсуждались на научных конференциях "Геология и полезные ископаемые Амурской области - проблемы увязки со смежными регионами", Зея, 1992; "Геология и минеральные ресурсы Амурской области", Благовещенск, 1995, 1996; 1-ом Всероссийском петрографическом совещания "Петрология и рудообразование", Уфа, 1995; Международном научном симпозиуме "Молодежь и проблемы геологии", Томск, 1996; Международном геологическом конгрессе, Beijing, 4-14 August, 1996; Международном совещании "Докембрий Северной Евразии", 15-18 апреля 1997 г, Санкт-Петербург, 1997; конференции "Геология, минералогия, геохимия и проблемы рудообразования Приамурья", Благовещенск, 1997; IV Международной коферен-ции "Новые идеи в науках о Земле", Москва, 1999; Международной конфренции "Моп-gol.Geoscin", 1999; Региональной научной конференции "Геологические исследования в Амурской области", Благовещенск, 2000; 31 Международном геологическом конгрессе в Бразилии "3 linter.Geol.Congr.Brasil", 2000; конференциях: "Будущее Амурской науки", Благовещенск, 2002; "Современные проблемы формационного анализа, петрология и ру-доносность магматических образований", Новосибирск, 2003; "Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза", Санкт-Петербург, 2003; "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса", Иркутск, 2005; "Проблемы геологии и разведки месторождений полезных ископаемых", Томск, 2005; "Актуальные проблемы рудообразования и металлогении", Новосибирск, 2006; III Российской конференции по изотопной геохронологии "Изотопное датирование процессов рудообра-зования, магматизма, осадконакопления и метаморфизма", Москва, 2006; конференции "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса", Иркутск, 2006; "Тектоника и металлогения северной Циркум-Пацифики и восточной Азии", Хабаровск, 2007; I Международной конференции "Крупные изверженные провинции Азии, мантийные плюмы и металлогения", Новосибирск, 2007; конференции "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)", Иркутск, 2008; VI Косыгинских чтениях "Тектоника и глубинное строение Востока Азии", Хабаровск, 2009; VI Всероссийской Ферсмановской научной сессии, Апатиты, 2009; "Гольдшмидской конференции", 2009; IV Российской конференции по изотопной геохронологии "Изотопные системы и время геологических процессов", Санкт-Петербург, 2009; II Международной конференции "Крупные изверженные провинции Азии, мантийные плюмы и металлогения", Новосибирск, 2009.

Основные защищаемые положения диссертации изложены в 66 публикациях, включая участие в коллективной монографии и 25 статьях в рецензируемых журналах. Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, двенадцати глав и заключения. Общий объем 324 стр. 49 таблиц, 168 рисунков

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Бучко, Инна Владимировна

Заключение

Проведенные исследования геологического строения, минералогических, петрохи-мических и изотопно-геохимических особенностей ультрамафит-мафитовых и габбро-анортозитовых массивов Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона позволили выделить в пределах указанных геологических структур неоархейский, палеопротерозойский, пермотриасовый, позднетриасово-раннеюрский, позднеюрский и раннемеловой этапы указанного магма-, тизма.

Наиболее древним этапом ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского является неоархейский. В этот этап происходило образование Каларской (2.62 млрд. лет) и Хорогочинской (2.63 млрд. лет) «мегакристовых» габбро-анортозитовых ассоциаций и оливинит-вебстерит-габбрового массива Маристый (2.64 млрд. лет). Формирование перечисленных массивов близко по возрасту к одному из эпизодов метаморфизма гранулитовой фации (2.63 млрд. лет), установленного в зоне сочленения Алданского щита и Джугджуро-Становой супер-террейна, и обусловленного амальгамацией и последующей коллизией террейнов, ныне представляющих собой неоархейское гранулитовое основание Джугджуро-Станового су-пертеррейна, с Олекмо-Алданской континентальной микроплитой (Ларин и др., 2006а). В этой связи, есть все основания полагать, что становление Каларской ассоциации и Хоро-гочинского габбро-анортозитовых массивов протекало в постколлизионных условиях (Ларин и др., 2006а) во внутриплитной обстановке. В то же время образование массива Маристый происходило до коллизии и связано с проявлением типичного для архея пикритоид-ного магматизма, генерация которого происходила в головных частях мантийных плюмов первого поколения (Шарков, Богина, 2009).

Палеопротерозойскому уровню ультрамафит-мафитового магматизма в пределах юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона соответствует формирование «massif type» анортозитов Джугджурского (1.74 млрд. лет (Неймарк и др., 1992)), вебсте-ритов Кун-Маньенского (1.70 млрд. лет (Гурьянов и др., 2009)) массивов, расположенных в Джугджуро-Становом супертеррейне и габбро-анортозитов Кенгурак-Сергачинской ассоциации (1.87 млрд. лет), выявленных в пределах Селенгино-Станового супертеррейна.

Представленные в настоящей работе результаты исследований Кенгурак-Сергачинского массива являются свидетельствами проявления палеопротерозойского ба-зитового магматизма. При этом важно отметить, что между проявлением гранулитового метаморфизма Могочинского блока Селенгино-Станового супертеррейна (1873±8 млн. лет) (Гаврикова и др., 1991) и внедрением изученного массива (1866±6 млн. лет), не затронутого метаморфизмом гранулитовой фации, существовал незначительный разрыв во времени, что позволяет сделать предположение о постколлизионной природе габбро-анортозитов. На это указывает также и то, что возраст интрузива соответствует возрасту гигантского Южно-Сибирского постколлизионного магматического пояса (1.88-1.84 млрд. лет), прослеживающегося по юго-западному обрамлению Северо-Азиатского кратона от Енисейского кряжа до Чаро-Олекминского геоблока Алданского щита (Эволюция.2006; Донская и др., 2002; 2005; Ларин и др., 2006в).

Геохимические особенности габбро-анортозитов Кенгурак-Сергачинской ассоциации заключаются в умеренном обогащении LELE и, напротив, деплетировании в отношении некоторых HFSE и элементов группы железа, что свойственно автономным анортозитам. Её формирование происходило во внутриплитной геодинамической обстановке.

Следующий этап проявления ультрабазит-базитового магматизма приходится на пермь-триас (285-248 млн. лет). Он установлен в пределах Селенгино-Станового и Джугджуро-Станового супертеррейнов. Этому этапу соответствует становление дунит-троктолит-габбровых Лукиндинского (285 млн. лет) и Лучинского (248 млн. лет) массивов. К этому же возрастному уровню, вероятно, следует относить и верлит-габбровые Ильдеусский, Утанакский и др. интрузивы, установленные в Брянтинском блоке. Близкий возраст (245+1 млн. лет, U-Pb метод по циркону) имеют габброиды, слагающие шток в северной части Джугджуро-Станового супертеррейна.

Ультрамафит-мафитам этого этапа свойственны двойственные геохимические характеристики, сближающие их как с породами внуприплитного (феннеровский тренд дифференциации, фракционирование оливина при кристаллизации, присутствие ортопи-роксена), так и субдукционного происхождения (незначительное обогащение LREE, Sr, Ва, и деплетирование в отношении HREE, Nb). Формирование пермо-триасовых интрузий ультраосновного-основного состава связывается с субдукцией океанической коры Монголо-Охотского палеоокеана под юго-восточную окраину Северо-Азиатского кратона и происходило в обстановке активной континентальной окраины.

Как показывают результаты геохронологических исследований, субдукционные процессы протекали на фоне влияния Сибирского суперплюма. Вероятно, на данном этапе исследований не следует полностью исключать и возможность формирования Лучинского массива во внутриплитной обстановке, обусловленной Сибирским суперплюмом, при условии, что источником "субдукционного компонента" послужила литосферная мантия (Бучко и др., 2008а).

Следующий этап ультрамафит-мафитового магматизма (228-203 млн. лет) приходится на поздний триас - раннюю юру и представлен габбровой и пироксенит-габброноритовой ассоциациями массивов Ульдегит и Чек-Чикан.

Породам этого этапа свойственны двойственные геохимические характеристики. С одной стороны, в них установлены достаточно высокие содержания ТЮ2, Р2О5, Na20+K20, отчетливо выраженный феннеровский тренд дифференциации, повышенные концентрации LREE, Rb, Ва, Sr, что сближает их с внутриплитными базальтами. С другой стороны относительно низкие концентрации ТЬ, №>, Та указывают на связь с субдукцион-ными процессами. Вышеприведенные данные позволяют предполагать, что формирование массивов Ульдегит и Чек-Чикан связано с прекращением субдукции и последующим разрывом субдуцируемой пластины. В этом случае в образовавшуюся брешь поступило асте-носферное вещество, что и привело к возникновению магм, по своим геохимическим особенностям несущих признаки как субдукционного происхождения, так и участия внутри-плитных источников. С учетом геохимических данных, общей модели формирования восточной Азии (Геодинамика., 2006) предполагается, что формирование рассматриваемых интрузивов происходило в обстановке трансформной континентальной окраины СевероАзиатского кратона.

Следующий этап ультрамафит-мафитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона приходится на позднюю юру (159-154 млн. лет), с которым связано становление Веселкинского и Петропавловского массивов.

Особенностью ультрамафит-мафитовых ассоциаций рассматриваемого этапа является совмещение ультрамафитов и мафитов и наличие габброидов повышенной щелочности и монцодиоритов. Базиты характеризуются обогащением ЫШЕ, по сравнению с НКЕЕ, что приближает их к составам ОЮ и обусловлено мантийным литосферным обогащенным источником. Сходство петролого-геохимических характеристик ультрамафит-мафитов с субдукционными образованиями может быть обусловлено образованием их ро-доначальных расплавов путем частичного плавления деплетированного надсубдукционно-го мантийного источника.

Учитывая общую модель формирования восточной Азии в мезозое (Геодинамика., 2006) предполагается, что формирование рассматриваемых массивов связано с обстановкой трансформной континентальной окраины Северо-Азиатского кратона.

Заключительным этапом мафитового магматизма Селенгино-Станового супертер-рейна является раннемеловой. Этому этапу соответствует полученная оценка возраста формирования габброидов Верхнеларбинского массива (134 млн. лет), находящихся в Джугджуро-Становом супертеррейне юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона. При этом возраст массива оказывается моложе, чем внедрение гранитоидов Чуба-чинского (138+4.8 млн. лет (Ларин и др., 2001)) и Гетканского массивов (142+2 млн. лет (Ларин и др., 2000)), относимых к позднестановому комплексу. Согласно изотопно-геохимическим исследованиям предполагается, что формирование последних, происходило в коллизионной обстановке в результате столкновения Амурской микроплиты и Сибирского кратона (Ларин и др., 2000; 2002). С другой стороны, становление Верхнеларбинского массива древнее, чем внедрение эпизональных гранитоидных батолитов удско-зейского (тындинско-бакаранского) комплекса (127 млн. лет (Ларин и др., 2003)), образование которых происходило в обстановке активной континентальной окраины (Парфенов, 1984).

Мафитам Верхнеларбинского массива свойственны высокие содержания ИЬ, Ва, Бг, ТЪ, и, Та, Мэ, НГ на фоне которых фиксируются отчетливые максимумы Ьа, Се, N<1, Бт и минимумы №>, Та, Н£ Ъх. В то же время по соотношениям Ьа/УЪп - УЪп, Бг/У - У описываемые породы близки адакитам.

Анализ вышеперечисленных геохимических характеристик и общей модели формирования восточной Азии в мезозое (Геодинамика., 2006) позволяет предполагать, что формирование габброидов Верхнеларбинского массива связано с обстановкой трансформной континентальной окраины юго-восточной части Северо-Азиатского кратона.

С ультрамафит-мафитовым магматизмом всех возрастных уровней могут быть связаны месторождения сульфидных медно-никелевых, хромитовых, титано-магнетитовых и платинометалльных руд.

В пределах развития габбро-анортозитов Каларской, Джугджурской и Кенгурак-Сергачинской ассоциаций установлено два основных типа оруденения - железо-титан-апатитовое и медно-никелевое. Выявленные типы оруденения по механизмам своего образования резко отличаются друг от друга. Необходимым условием для формирования апатит-Ре-Т1 месторождений является интенсивная коровая контаминация исходного расплава и его дальнейшая глубокая дифференциация на различных уровнях глубинности. В то время как для сульфидных Си-№-Со месторождений, определяющим фактором, считается быстрое поднятие примитивных недифференцированых базитовых магм на верхне-коровые уровни и ассимиляция там сульфидсодержащих пород (Ларин, 2008). Кроме этого габбро-анортозиты позднеархейских и раннепротерозойских ассоциаций Джугджуро-Станового и Селенгино-Станового супертеррейнов перспективны на выявление платино-содержащих месторождений металлов платиновой группы связанных с апатит-Ре-Т1 и Си-№-Со оруденением. При этом для первого типа месторождений характерен платиновый тип распределения ЭПГ, а для второго - палладиевый. Пермо-триасовый магматизм с интрузиями дунит-троктолит-габбровой формации благоприятны на выявление медно-никелевых руд с сопутствующими платиноидами. В то же время с позднеюрскими пери-дотит-вебстерит-габбро-монцонитовыми массивами можно ожидать выявление платино-метального оруденения, связанного с хромитами с платиновым типом распределения ЭПГ.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Бучко, Инна Владимировна, Владивосток

1. Александров И.А. Высокобарический метаморфизм амфиболитовой фации Джугджуро-Станового блока (Восточная Сибирь) // Тихоокеанская геология. 2005. Т. 24. №6. С.88-100.

2. Арискин A.A., Бармина Г.С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм. М: Наука. 2000. 363с.

3. Ахметов Р.Н., Бучко И.В. Геологическое строение и платиноносность массива базитов кл.Веселого (Верхнее Приамурье). Тихоокеанская геология. 1995. Т. 14. №3. С.53-59.

4. Баженова Г. Н. Анортозиты Каларского массива // Анортозиты СССР. М: Наука. 1974. С. 85-99.

5. Базылев Б. А. Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества // Дисс. .докт.геол.-мин. наук. М.: 2003. 381 с.

6. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М: Наука. 1976. 267с.

7. Балыкин П.А. Богнибов В.И. Поляков Г.В. Габбро-монцодиорит-диоритовая формация Восточного Забайкалья и Верхнего Приамурья // Магматические комплексы Восточной Сибири: Сб. науч. трудов. Новосибирск. 1979. С. 3-32.

8. Балыкин П.А., Поляков Г.В., Богнибов В.И. Протерозойские ультрабазит-базитовые формации Байкало-Становой области. Н.: Наука. 1986. 200 с.

9. Балыкин П.А. Формационные типы перидотит-габбровых массивов и составы их исходных расплавов // Автореф.дис. .докт.геол-минер. наук. Новосибирск. 2002. 44с.

10. Бибикова Е. В., Шулъдинер В. П., Грачева Т. В., Панченко И. В., Макаров В. А. Изотопный возраст гранулитов на западе Становой области // Докл. АН СССР. 1984. Т. 275. № 6. С.1471-1474.

11. Бибикова Е. В., Другова Г. М., Дук В. Л., Левский Л. К., Левченков О. А., Морозова И. М. Геохронология Алдано-Витимского щита // Методы изотопной геологии и геохронологическая шкала. -М.: Наука. 1986. С. 135-159.

12. Бин-Цюанъ Чэ/су, Яо-Гуо Ху, Сянъ-Ян Чан, Цзинь Се, Чэюэн-Вэй Чжан. Крупнейшая магматическая провинция Эмейшань: результат плавления примитивной мантии и субду-цированного слэба // Геология и геофизика. 2005. № 9. Т. 46. С. 924-941.

13. Бирюков В.М. Магматические комплексы линейного и концентрического типов. В.: Даль-наука. 1997. 268с.

14. Богатиков O.A. Петрология и металлогения габбро-сиенитовых комплексов Алтае-Саянской области. М: Наука. 1966. 240с.

15. Богатиков O.A. Анортозиты. М.: Наука. 1979. 232 с.

16. Богатиков O.A., Летников Ф.А., Марков М.С., Суханов М.К. Анортозиты и ранние этапы развития Земли и Луны // Анортозиты Земли и Луны. М.: Наука. 1984. С.246-271.

17. Борисенко A.C., Сотников В.И., ИзохА.Э., Поляков Г.В., Оболенский A.A. Пермотриасовое оруденение Азии и его связь с проявлением плюмового магматизма // Геология и геофизика . 2006. Т. 47. № 1. С. 166-182.

18. Бучко И.В. Минералого-геохимические особенности и природа расслоенных ультрабазит-базитов юго-восточного обрамления Сибирской платформы (на примере Веселкинского массива). Автореферат дисс.к.г.-м.н. Благовещенск. 1999. 24с.

19. Бучко И.В. Распределение элементов платиновой группы в расслоенных ультрабазит-базитовых интрузиях Становой складчатой системы (на примере Веселкинского масси-ва)//Тихоокеанская геология. 2000. Т. 19. №2. С.94-100.

20. Бучко И.В., Зимин С.С., Октябрьский P.A. Эволюция состава рудных минералов в процессе становления Веселкинского ультрабазит-базитового массива Среднего Приамурья // Записки Всесоюзного Минералогического Общества. 2000. №4. С.29-36.

21. Бучко КВ., Изох А.Э., Носырев М.Ю. Сульфидная минерализация ультрабазит-базитов Станового мегаблока. Тихоокеанская геология. 2002. Т. 21. №4. С. 56-68.

22. Бучко И.В. Состав исходного расплава и мантийного субстрата Веселкинского перидотит-вебстерит-габбрового массива (Приамурье) // Тихоокеанская геология. 2005а. № 1. С. 8592.

23. Бучко. И.В. Перспективы платиноносности Каларского габбро-анортозитового массива // Проблемы геологии и разведки месторождений полезных ископаемых. Томск. 20056. С.460-464.

24. Бучко И.В., Кудряшов Н.М. Геохимические особенности расслоенных массивов восточной части Западно-Станового террейна (южное обрамление Северо-Азиатского кратона) //Тихоокеанская геология. 2005. Т.24. №2. С.95-109.

25. Бучко И.В. Платиноносность Каларского габбро-анортозитового массива // Актуальные проблемы рудообразования и металлогении. Новосибирск. 2006. С.42-43.

26. Бучко КВ., КзохА.Э., Сальникова Е.Б., Сорокин A.A., Котов А.Б., Яковлева С.З. Петрология позднеюрского ультрамафит-мафитового Веселкинского массива, юго-восточное обрамление Сибирского кратона// Петрология, 2007в. Т. 15. №3. С.283-294.

27. Бучко КВ. Минералогические и петрологические особенности ультрабазит-базитовых массивов Брянтинского блока (юго-восточное обрамление Северо-Азиатского кратона)// Записки Российского Минералогического общества. 2008. №4. С.1-19.

28. Бучко КВ., Сорокин A.A., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин A.M., Великославинский С.Д., Сорокин А.П., Плоткина Ю.В. Высокотитанистые габброиды западной части Джугджуро-Станового супертеррейна: возраст и тектоническая позиция // Геохимия. 2009а. №. С.

29. Бучко КВ., Сорокин A.A., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ларин A.M., Великославинский С.Д., Яковлева С.З. Триасовый этап ультрамафит-мафитового магматизма Джугджуро

30. Станового супертеррейна (южное обрамление Северо-Азиатского кратона)/ Хабаровск. 20096. С. 160-164

31. Бучко КВ., Сорокин A.A. Петрохимические и геохимические особенности, габбронорито-вого массива Чек-Чикан, юго-восточное обрамление Северо-Азиатского< кратона// Тихоокеанская геология. 2009. №6.-№6. -С.55-64.

32. Вахрушев В.А. Рудные минералы изверженных пород.- H: Наука. 1980. 184 с.

33. Великославинский Д.А., Биркис А.П., Богатиков O.A. и др. Анортозит-рапакивигранитная формация. Л: Наука. 1978. 296 с.

34. Великославинский С.Д., Глебовщкий В.А. Новая дискриминантная-диаграмма для классификации островодужных и континентальных базальтов на основе петрохимических данных // Доклады РАН. 2005. Т. 401. С. 1-4.

35. Гаврикова С.Н., Николаева Л.Л., Галанин A.B. и др. Ранний докембрий южной части Становой складчатой области. М.: Недра. 1991. 171 с.

36. Гаврилов В В. Платина в базитахТеранского габбро-анортозитового массива // Проблемы магматизма, метаморфизма и оруденения Дальнего Востока. Южно-Сахалинск: ДВО АН СССР. 1988. С. 77-78.

37. Геологическая карта региона БАМ. Лист N-51-Б. Масштаб 1:500 000 // Ред. Л.П. Карсаков. Л: ВСЕГЕИ. 1984.

38. Геологическая карта региона БАМ. Лист N-52-A. Масштаб 1:500 000 // Ред. Годзевич Б.Л. Л: ВСЕГЕИ. 1984.

39. Геологическая карта региона БАМ. Масштаб 1:500000. Лист 0-51-В. С.Пб. 1984.

40. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная записка. С.-Петербург, Благовещенск, Харбин. 1999. 135 с.

41. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн./ под ред И.А.Ханчука.-В.: Дальнаука. 2006.

42. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука. 1976.

43. Гордиенко И. В. Палеозойский магматизм и геодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Наука. 1987. 238с.

44. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. 2 изд., доп. и перераб. М.: Недра. 1987. 248 с.

45. Грудинии М.И., Рассказов С.В., Коваленко С.Н., Ильясова A.M. Раннепалеозойский габбро-сиенитовый Снежнинский массив юго-западного Прибайкалья // Геология и геофизика. 2004. Т.45. №9. С. 1092-1101.

46. Гурьянов В.А., Приходько B.C., Пересторонин А.Н., петухова JI.JI., Потоцкий Ю.П., Соболев Л.П. Новый тип медно-никелевых месторождений юго-востока Алдано-Станового щита// Доклады академии наук, 2009. Т.425. №4. С.505-508.

47. Дагелайская КН., Мошкин В.Н. Петрология зон анортозитизации в докембрии Алдано-Станового щита // Записки Всесоюзного минералогического общества. 1977. 4.106. В.6.

48. Добрецов Н.Л. Перско-триасовый магматизм и осадконакопление Евразии как отражение мантийного суперплюма // Доклады РАН. 1997. Т. 354. № 4. С.497-500.

49. Добрецов Н.Л. Крупнейшие магматические провинции Азии (250 млн. лет): Сибирские и Эймешаньские траппы (платобазальты) и ассоциирующие гранитоиды // Геология и геофизика. 2005. № 9. Т. 46. С. 870-890.

50. Додгш ДА., Поляков Г.В., Дюжиков O.A. и др. Платиноидные месторождения СевероАзиатского кратона и его обрамления: металлогения и геодинамика // Геология и геофизика, 1999. Т40. №11. С.1619-1634.

51. ДодинД.А. Платинометалльные месторождения России. СПб.: Наука. 2000. 754с.

52. Додип ДА., Ланда Э.А., Лазаренков В.Г. Платиносодержащие хромитовые и титаномагне-титовые месторождения. ООО «Геоинформцентр». Москва. 2003.409 с.

53. Донская Т.В., Сальникова Е.Б., Скляров Е.В. и др. Раннепротерозойский постколлизионный магматизм южного фланга Сибирского кратона: новые геохронологические данные и геодинамические следствия // Доклады РАН. 2002. Т.382. № 5. С.663-667.

54. Донская Т.В., ГладкочубД.П., Ковач В.П. Петрогенезис раннепротерозойских постколлизионных гранитоидов юга Сибирского кратона // Петрология: 2005. Т.13. №3. С.253-279.

55. Зимин С. С., Щека С.А. О никеленосности базитовых формаций« Станового хребта. Геология и полезные ископаемые Якутской АССР. 1962.

56. Зонетиайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра. 1990. Кн. 1-2. 327с., 334с.

57. Зорин Ю.А., Турутанов Е.К., Новоселова М.Р., Балк Т.В. Глубинное строение Каларского габбро-анортозитового массива по гравиметрическим данным // Известия АН СССР. Сер. геол. 1988. №4. С. 130-133.

58. ИзохА.Э., Поляков Г.В., Кривенко А.П., Богнибов В.И., БаярбилэгЛ. Габброидные формации Западной Монголии. Н.: Наука. Сиб. отд-ние. 1990. 265 с.

59. И.Изох А.Э., Поляков Г.В., Аношин Г.Н., Голованова Н.П. Геохимия элементов группы платины в Номгонском троктолит-анортозит-габбровом массиве // Геохимия. 1991. №10. С.1398-1405.

60. Изох А.Э., Поляков Г.В., Чан Чонг Хоа, Балыкин П.А., Нго Тхи Фыонг. Пермотриасовый ультрамафит-мафитовый магматизм Северного Вьетнама и Южной Китая как проявление плюмового магматизма // Геология и геофизика. 2005. Т.46. №9. С.942-951.

61. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Иванов A.B., Летникова Е.Ф., Миронов А.Г., Бараш И.Г., Буланов В.А., Сизых А.И. Интерпретация геохимических данных. М.: Интер-метИнжиниринг. 2001.288с.

62. Корсаков ЛИ., Панских Е.А. и др. Особенности строения и рудоносности габбро-анортозитового комплекса Баладекского выступа (Западное Приохотье). В кн.: Коррелля-ция эндогенных процессов Тихоокеанского пояса. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1979. с.

63. Корсаков Л.П. Метаморфические комплексы Приамурья// Метаморфизм докембрия в районе Байкало-Амурской магистрали. Л.: Наука. 1983. С.66-97.

64. Кастрыкина В.М. Метаморфизм центральной части Джугджуро-Становой складчатой области.- В кн. Метаморфизм докембрия в районе Байкало-Амурской магистрали. Л.:Наука. 1983. С. 140-163.

65. Кашин С.А. Медно-титаномагнетитовое оруденение в основных интрузивных породах Урала//Тр. ИГН. Сер. рудн. м-ний. 1948. В. 91. 131с.

66. Классификация и номенклатура магматических горных пород. М.: Недра. 1981. 160с.

67. Козак З.П., Давыдов A.C., Вахтомин К.Д. а др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Серия Становая. Лист N-51-XVI. ВСЕГЕИ. Санкт-Петербург. 2000.

68. Кокс К.Г., Белл Дж.Д., Панкхерст Р.Дж. Интерпретация изверженных горных пород. М.: Недра. 1982. 414 с.

69. Колман Р.Г. Офиолиты,- М.: Мир. 1979. 262 с.

70. Конников Э.Г. Титаноносные габброиды Северного Прибайкалья. Н.: Наука. 1978. 118с.

71. Кориковский Е.В. Электронная программа PetroExplorer. Версия 2.0^0.0. 2007

72. Красный Л.И. Геология и полезные ископаемые Западного Приохотья.-Тр.ВСЕГЕИ. Нов. Серия. Т.34. 1960. с.

73. Кривенко А.П. Поляков Г.В. О двух типах ассоциации габбро- с породами повышенной щелочности в каледонидах Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1973. № 12. С.112-116

74. Кривенко А.П., Балыкин П.А., Майорова О.Н. Хромшпинелиды дунит-троктолит-габбровой формации Восточной Сибири // Геология и геофизика. 1981. №12. С.71-79.

75. Кривенко А.П., Глотов А.И., Балыкин П.А. и др. Медь-никеленосные формации складчатых областей Сибири // Н.: Наука. 1990. 237 с.

76. Лазаренков В.Г. О титановом минеральном парагенезисе и распределении элементов платиновой группы в апатит-магнетит-ильменитовых рудах Геранского анортозитового массива, хребет Джугджур // Региональные проблемы. Биробиджан. 2001. №5. С. 34-39.

77. Ларин A.M. Рапакивигранитсодержащие магматические ассоциации: геологическое положение, возраст, источники. Дисс.докт. геол.-мин. наук. М. 2008. 380с.

78. Леднева Г.В., Соловьев A.B., Гарвер Дж.И. Петрология и геодинамические аспекты формирования массивов гетерогенного ультрамафит-мафитового комплекса Ошоторской зоны (Корякское нагорье) // Петрология. 2000. Т.8. №5. С. 477-505.

79. Ленников A.M. Петрология Джугджурского габбро-анортозитового массива. М.: Наука. 1968.160с.

80. Ленников A.M. Анортозиты юга Алданского щита и его складчатого обрамления. М.: Наука. 1979.- 162с.

81. Лепезин Г.Г., Травин A.B., Юдтн Д.С., Волкова Н.И., Корсаков A.B. Возраст и термическая история максютовского метаморфического комплекса (по 40Аг/39Ат данным) // Петрология. 2006.Т.14. №1. С.109-125.

82. Лутц Б.Г. Химический состав континентальной коры и верхней мантии Земли. М.: Наука. 1975.

83. Магматические горные породы. Основные породы. Ред. Е.Е.Лазько, Е. В. Шарков. М: Наука. 1985. Т.З. 488 с.

84. Магматические горные породы. Ультраосновные породы. Ред. Е. В. Шарков. М: Наука. 1988. Т.5.509 с.

85. Магматические формации СССР. Т.1. 2. Ред. Л.: Недра. 1979. 319 с.

86. Маракушев A.A. Вопросы рудоносности гипербазитов // Генезис оруденения в базиитах и гипербазитах. Свердловск. 1979а. С.3-23.

87. Маракушев A.A. Петрогенезис и рудообразование. М: Наука. 19796. 262 с.

88. Маракушев A.A. Магматическое замещение и его петрогенетическая роль // Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука. 1987. В. 14. С.24-38.

89. Маракушев A.A., Безмен> Н.И. Минералого-петрологические критерии рудоносности изверженных пород.- М.: Недра. 1992. 317 с.

90. Маракушев A.A. Специализация ультрабазитов и связанных с ними хромитовых и сульфидных руд на металлы группы платины // Доклады РАН. 2001. Т.379. №4. С. 1-7.

91. Мартынюк М.В., Рямов С.А., Кондратьева В.А. Объяснительная записка к схеме корреляции магматических комплексов Хабаровского края и Амурской области. Хабаровск: ПГО "Дальгеология". 1990. 215с.

92. Медно-никелевые месторождения Балтийского щита. М.: Наука. 1985. 329 с.

93. Медь-никеленосные габброидные формации складчатых областей Сибири. Н.: Наука. 1990. 237 с.

94. Мехоноишн А С., Богнибов В.И., Ломоносова E.H. Редкоземельные элементы и петрогенезис ультрабазит-базитовых массивов юга Сибири // Геология и геофизикаю 1993. №2. С.43-49.

95. Мигдисова H.A., Сущевская Н.М., Латтенен A.B., Михалъский Е.М. Оценка условий формирования базальтовых магм по составам-клинопироксенов // Вестник Отделения наук о Земле РАН. 2003. №1.

96. Неймарк Л.А., Ларин А.М., Овчинникова Г.В., Яковлева С.З. U/Pb возраст Джугджурских анортозитов // Доклады РАН. 1992. Т.323. № 4-6. С.514-518.

97. Николаев Г.С., Арискин A.A. Бураковско-Аганозёрский расслоенный массив Заонежья: П. Строение краевой группы и оценка состава родоначальной магмы методом геохимической термометрии // Геохимия. 2005. №7. С.713-732.

98. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Н.: Наука. 1984.192с.

99. Парфенов Л.М., Попеко Л.И., Томуртогоо О. Проблемы тектоники Монголо-Охотского орогенного пояса// Тихоокеанская геология. 1999. Т.18. №5. С. 24-43.

100. Парфенов Л.М., Берзин H.A., Ханчук А.И., Бадарч Г. и др. Модель формирования ороген-ных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С.7-41.

101. Петрология сульфидного магматического рудообразования. М.: Наука. 1988. 232 с.

102. Петрохимические методы исследования горных пород. М.: Недра. 1985. 511 с.

103. Петрук H.H., Шилова М.Н., Козлов С.А., Новченко С.А. и др. Государственная,геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:1000000. Изд. третье. Лист N-51 (Сково-родино). СПБ: ВСЕГЕИ. 2006.

104. Платиноносность ультрабазит-базитовых комплексов Юга Сибири. Богнибов В.И. Кривенко А.П., Изох А.Э. и др. Новосибирск. 1995.151 с.

105. Полезные ископаемые Хабаровского края. Хабаровск. 1996.496с.

106. Поляков Г.В., Изох А.Э., Кривенко А.П. // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 12. С. 1227-1241.

107. Пономарчук В.А., Лебедев Ю.Н., Травин A.B., Морозова И.П. и др. Применение тонкой магнитно-сепарационной технологии в K-Ar, 40Аг-39Аг, Rb-Sr методах датирования пород и минералов // Геология и геофизика. 1998. Т.39. №1. С.55-64.

108. Пополитов Э. И., Волынец О. Н. Геохимические особенности четвертичного вулканизма Курило-Камчатской островной дуги. Н.: Наука. 1981. 181с.

109. Приходько B.C., Ситников Н.В. Перспективы платиноносности Лантарского габбро-анортозитового массива // Петрография на рубеже XXI века: итоги и перспективы. Материалы Второго Всероссийского петрографического совещания. Т.Ш. Сыктывкар. 2000. С.290-291.

110. Прияткина Л.А., Лаврович H.H. Геология и возраст Канарского массива габбро-анортозитов // Ранний докембрий Алданского массива и его обрамления. Л: Наука. 1985. С.144-162.

111. Рапопорт М.С., Золоев К.К. Постколлизионные магматизм и эндогенная минерагения Урала / Постколлизионная эволюция складчатых поясов. Екатеринбург. 2001.

112. Ревердатто В.В., Селятицкий А.Ю., Карсвелл Д.А. Геохимические различия «мантийных» и «коровых» перидотитов/пироксенитов в метаморфических комплексах высоких-сверхвысоких давлений // Геология и геофизика. 2008. Т49. №2. С.99-119.

113. Розанов Г.В., Визгалов В.И. История развития Баладекской шовной зоны (северные отроги хр. Джагды). В кн.: Геология Дальнего Востока. Хабаровск. ДВНЦ АН СССР. 1972. с.

114. Сальникова Е.Б., Ларин A.M., Котов А.Б., Глебовищий В.А. и др. Каларский анортозит-чарнокитовый комплекс (Алдано-Становой щит): возраст и тектоническое положение // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2004а. Т 12. №3. С. 3-11.

115. Сальникова Е.Б., Глебовищий В.А., Котов А.Б. и др. // Метаморфическая эволюция гранулитов Курультинского блока (Алданский щит): результаты U-Pb датирования единичных зерен циркона // Доклады РАН. 20046. Т. 398. № 2. С. 239-243.

116. Селиверстов В.А., Осипенко А.Б. Петрология родингитов Камчатки. Владивосток: Даль-наука. 1998. е.

117. Сереброва Е.Л., Филиппов Н.Б., Губко М.Г., Франк-Каменецкий Д.А. Платино- и золото-металльная минерализация в титаномагнетитовых диабазах Карелии // Вестник СпбГУ. 1995. Сер.7. Вып.1. С. 18-26.

118. Слабунов А.И. Геология и геодинамика подвижных поясов на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2008.-296 с.

119. Симонов В.А., Сафонов И.Ю. Условия формирования пород Усть-Семинского комплекса Горный Алтай // Иркутск. 2007

120. Служеникин С.Ф., Дистлер В.В., Дюжиков O.A. и др. Малосульфидное платиновое оруденение в норильских дифференцированных интрузивах// Геология рудных месторождений. 1994. Т. 36. № 3. С.195-217.

121. Солодов H.A., Семенов Е.И., Бурков В.В. Геологический справочник по тяжелым лито-фильным редким металлам. Под ред. Н.П.Лаверова. М.: Недра. 1987. 438 с.

122. Соляник А.Н., Октябрьский P.A., Ленников A.M. и др. Благороднометалльная минерализация массивных пирротиновых линз в джугджурских анортозитах // Тихоокеанская геология. 1999а. Т. 18. № 4. С. 79- 84.

123. Соляник А.Н., Октябрьский P.A., Ленников A.M. и др. Первая находка сперрилита, теллу-ридов платины и палладия и самородного золота в автономных анортозитах хребта Джугджур // Геодинамика и металлогения. Вл.: Дальнаука. 19996. С. 152-156.

124. Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А.и др. Геология и петрология южного обрамления Алданского щита. М: Наука. 1965.

125. Суханов М.К. Анортозитовая ассоциация Каларского массива // Анортозиты Земли и Луны. М: Наука. 1984. С.86-111

126. Суханов М.К, Журавлев Д.3. Sm-Nd датирование докембрийских анортозитов Джугджу-ра//Доклады АН СССР.1989. Т.304. №4. С.964-968.

127. Суханов М.К, Богданова Н.Г., Ляпунов С.М., Ермолаев Б.В. Редкоземельные элементы в породах Геранского анортозитового массива //Доклады АН СССР. 1990. Т.310. №3. С.694-698.

128. Суханов М.К, Журавлев Д.З. Sm-Nd изотопный возраст Каларского чарнокит-анортозитового комплекса (Восточное Забайкалье)// Геохимия. 2002. №8. С.898-902.

129. Сухов В.К, Солдатов О.Б. Электронная металлогеническая карта Дальнего Востока. Хабаровск: ДВИМС. 1999. 21с.

130. Сущевская Н.М., Мигдисова H.A., Белящий Б.В., Пейве A.A. Образование обогащенных толеитовых магм в пределах западной части Африкано-Антарктического хребта (Южная Атлантика) // Геохимия. 2003. №1. С. 1-22.

131. Фор Г. Основы изотопнойтеологии. М.: Мир. 1989. 585с.

132. Худоложкин В.О., Зимин С.С. Устойчивость твердых растворов шпинелидов системы Fe2+(Fe, AI, Cr)204-Fe2Ti04 в зависимости от температуры // Тихоокеанская геология. 1996. Т. 15. №2. С. 29-32.

133. Чащгш В.В. Геохимические особенности интрузий клинопироксенит-верлитовой формации Кольского полуострова // Геохимия. 1998. №4. С.350-361.

134. Шарков Е.В. Петрология расслоенных интрузий. Л: Наука. 1980. 183 с.

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

136. Шарков,Е.В., Чистяков A.B., Лазъко Е.Е. Строение расслоенного комплекса Войкарской офиолитовой ассоциации (Полярный Урал) как отражение мантийных процессов под за-дуговым морем // Геохимия. 2001. №9. С.915-932.

137. Шарков Е.В., Богина М.М. Мафит-ультрамафитовый магматизм раннего докембрия (от архея до палеопротерозоя)// Стратиграфия. Гелологическая корреляция, 2009. Т.17.№2.С.7-28.

138. Щека С.А. Материалы по никеленосности габбро-дунитовой формации Станового хребта. Владивосток. 1963.

139. Щека С.А. Петрология и рудоносность никеленосных дунито-троктолитовых интрузий Станового хребта.- М.: Наука. 1969. 134 с.

140. Эволюция южной части Сибирского кратона в докембрии. Ред. чл.-корр РАН Скляров Е.В. Новосибирск: Изд-во СО РАН. 2006. 367с.

141. Юркова P.M. Минеральные преобразования офиолитовых и вмещающих вулканогенно-осадочных комплексов северо-западного обрамления Тихого океана. М: Наука. 1991. 163 с.

142. Ярмолюк В.В., Коваленко В.К, Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ангаро-Витимский батолит: к проблеме геодинамики батолитообразования в Центрально-Азиатском складчатом поясе //Геотектоника 1997. №5. С. 18-37.

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

144. Anderson J.L., Bender Е.Е. Nature and origin Proterozoic A-type granitic magmatism in the southwestern Unated States Of America // Lihtos. 1989.V.23. P.19-52.

145. Ariskin A.A., Frenkel M.Ya., Barmina G.S., Neilsen R.L. Comagmat: a Fortran program to model magma differentiation processes // Computers and Geosciences. 1993. Vol.19. P. 1155— 1170.

146. AshwatL.D. Anorthosites. Springer-Verlag, Berlin. 1993. 422 p.

147. Barnes S.J., Naldrett A,J. Geochemistry of J-M (Howland) <Reef of the Stillwater Complex, Minneapolis Adit Area I. Sulfide chemistry and sulfide-olivine equilibrium//Econ. Geol. 1985. V. 80. № 3. P. 627-645.

148. Blundy J.D., Holland T.J.B. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer. // Contrib. Mineral, and Petrol. 1990. V.104, N. 2. P. 208-224.

149. Chunming Han, Wenjiao Xiao, Guochun Zhao Wenjun Qu, Andao Du. Re-Os dating of the Kalatonke Cu-Ni deposit, Altay Shan, NW China and resulting geodynamic implications // Acta Petrol.Sinica. 2006. V.22. P.163-170.

150. Condie K.C. The supercontinent cycle: are there two patterns of cyclicity // Journal of African Earth Sciences. 2002. V. 35. P. 179-183.

151. Condie Kent C, Frey Bonnie A., Kerrich Robert. The 1.75-Ga Iron King Volcanics in west-central Arizona: a remnant of an accreted oceanic plateau derived from a mantle plume with a deep depleted component //Lithos, 2002. № 64. P- 49-62.

152. Danyushevslty L. V. The effect of small amount of H20 on fractionation of mid-ocean ridge magmas // Abstr. AGU Spring Meeting. Eos. 79.1998. №17. Suppl. 375 p.

153. Ems lie R. F. Anorthosite massifs, rapakivi granites, and late Proterozoic rifting of North America // Precambrian Research. 1978. №7. P. 61-98.

154. Emslie R.F., Hunt P.A. Ages and petrogenetic significance of igneous mangerite-charnockite Suites associated with massif anortosites, Grenville Province // J.Geol. 1990. V. 98. P.213-231".

155. Evans R.J., Ashwal L.D., Hamilton M.A. Mafic, ultramafic, and anorthositic rocks of the Tete Complex, Mozambique: petrology, age, and*significance"// S. Air. J. Geol: 1999. V. 102. № 21 P. 153-166.

156. Fleck R.J., Sutter J.F., Elliot D.H. Interpretation of discordant 40Ar/39Ar age spectra^ of Mesozoic tholeites from Antarctica// Geochim. Cosmochim. Acta. 1977. V. 41. P.15-32.

157. Frost C.D., Frost B.R. Redused rapakivi-type granites: the tholeite connection-// Geology. 1997. V. 25. P. 647-650.

158. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sr isotopic systematics of rivers water suspended material: implications for crustal evolutin // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. N 3. P. 249-265.

159. Gustafson L.B., Orquera W., Mcwillian M„ et al. Multiple centers of mineralization in the Indio Muerto District, El Salvador, Chile // Econ. Geol. 2001. V.96. P.325-350.

160. Hammarstrom J. M., Zen E-An. Aluminium in hornblende: an empirical igneous geobarometer // Amer. Miner. 1986. V. 71. № 11/12. P. 1297-1313.

161. Hanson Ben, Jones J.H. The systematics of Cr3+ and Cr2+ partitioning between olivine and liquid in the presence of spinel // Amer.mineral. 1998. Vol. 83. P. 669-684.

162. Hellebrand, E., Snow, J. E., Dick, H. J. B. & Hofmann, A. W. Coupled major and trace elements as indicators of the extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites. Nature. 2000. V.410. P.677-681.

163. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd evolution of chondrites and a chondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 137-150.

164. Kerr A.C., JVhite R.V. and A. D. Saunders. LIP reading: recognizing oceanic plateaux in the geological record // J. Petrol. 2000. № 41.V7. P. 1041-1055.

165. Kislov E.V., Orsoev D.A., Konnikov E.G. PGE-bearing horizons of the Ioko-Dovyren layered massif, Northern Transbaikalia, Russia//TerraNova. 1993. V 5. № 3. P. 23.

166. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1973. V. 37. P. 485-494.

167. Krogh T.E. Improved accuracy of U-Pb zircon by the creation of more concordant systems using an air abrasion technique // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1982. Y.46. P.637-649.

168. Lee Y.S., Nishimura S., Min K.D. Paleomagnetotectonics of East Asia in the Proto-Tethys Ocean//Tectonophysics. 1997. V.270. P. 157-166.

169. Leterrier J., Maury R.C., Thonon P. Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of paleo-volcanic series // Earth and Planetary Sci. Lett. 1982. V. 59. P. 139-154.

170. Lorand J.P., Juteau T. The Haymiliyah Sulphide Ores (Haylayn Massif, Oman Ophiolite): In-situ segregation of PGE-poor Magmatic Sulphides in a Fossil Oceanic Magma Chamber // Marine geophys. Resear. 2000. № 21. P. 327-349.

171. Loucks R. R. A precize olivine augite Mg - Fe-exchange geothermometer // Contrib. Miner. Petrol. 1996. V. 125. P.140-150.

172. Ludwig K.R. ISOPLOT for MS-DOS, version 2.50 // U.S. Geol. Survey Open-File Rept. 88557. 1991a. 64p.

173. Ludwig K.R. PbDat for MS-DOS, version 1.21 // U.S. Geol. Surv. Open-File Rept. 88-542. 19916. 35p.

174. Ludwig K.R. ISOPLOT/Ex.Version 2.06. Berkley Geochronology Center Sp.Publ. 1999. № la. 49 pp

175. Maier W.D., Barnes S J. Platinum-Group Elements in Silicate Rocks of the Lower, Critical and main Zones at Union section, Western Bushveld Complex // Jour.of Petrologe.V.40. №3. 1999. P.1648-1670.

176. Malitch K.N., Melcher F., Muhlhans H. Palladium and gold mineralization in podiform chro-mitite atKraubath, Austria // Mineralogy and Petrology. 2001. № 73. P. 247-277.

177. McDonoagh W., Sun S-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. V. 120. Is. 3-4. P. 223-253.

178. Naldrett A. J., Brugmann G.E., Wilson A.H. Model for the concentration of PGE in layered intrusions//Canad. min. 1990. V. 28. P.389-408.

179. Martin H. Adakitic magmas modern analogues of Archean granitoids // Lithos. 1999. V46. P.411-429.

180. Naldrett A. Ultramafic and related mafic rocks. Their classification and genesis with special referenxe to the concentration of nickel sulphides and platinum group elements / Econ.Geol., 1976.Vol.71. P.1131-1158.

181. Naldrett A. Association of platinum-group elements with chromite in layered intrusions and ophiolite complexes // Econ.Geol. 1989.Vol.94. №1. P.180-187.

182. Neymark L.A., Kovach V.P., Nemchin A.A. et al. Late Archaean intrusive complexes in the Olekma granite-greenstone terraine (Eastern Siberia): geochemical and isotopic study // Prec. Res. 1993. V. 62. N 4. P. 453-472.

183. Nimis P. Clinopyroxene geobarometers for magmatic systems. CpxBar Excel version by 2000.

184. Nisbet E.G., Pearce J.A. Clinopyroxene composition in mafic lavas from different tectonic settings // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. V. 63. P. 149-160.

185. Parlak O., Delaloye M. & BingolE. Mineral chemistry of ultramafic and mafic cumulates as an indicator of the arc-related origin of the Mersin ophiolite (southern Turkey). Geologische Rundschau. 1996. №.85. P.647-661.

186. Pearse, J.A., Cann, J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis// Earth and Planetary Science Letters.1973. V. 19. P. 290- 300.

187. Pearce J.A., Barker P.F., Edwards S.J., Parkinson I.J., Leat P.T. geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic // Contribution to Mineral, and Petrol. 2000. P. 36-53.

188. Plyusnina L.P. Experimental study on metabasite equilibria, geothermometry. In: Experiment in the solution of topical problems in geology. M.: Nauka. 1986. P. 174-183.

189. Poller U., Liebetrau V., Todt W. II Chem. Geol. 1997. V. 139. P. 287-297.

190. Rogers J.J.W. A history of continents in the past three billion years. The Jour. geol. 1996. V. 104. №1. P. 91-107.

191. Rogers N. Macdonald R., Fitton J., George R., Smith M., Barreiro B. Two mantle plumes beneath the East African rift system: Sr, Nd and Pb isotope evidence from Kenya Rift basalts . earth and Planetary Science Letters. 2000. P. 387-400.

192. Rogers J.J. W., Santosh M. Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic Supercontinent // Gondwana Research. 2002. V.5. № 1. P. 5-22.

193. Rogers J J. W., Santosh M. Supercontinents in earth history. Gondwana Research. 2003. V. 6. №3. P. 357-368.

194. Sajona F.G., Mauri R.C., Pubellier M., Leterrier J., Bellon H., Cotton J. Magmatic source enrichment by slab-derived melts in young post-collision setting, central Mindango (Phillippi-nes)//Lithos. 2000. V.54. P. 173-206.

195. Schmidt M.W. Experimental calibration of the Al-in-hornblende geobarometer at 650 C, 3.513.0 kbar. // Terra abstracts. 1991. V.3, N.l. P. 30.

196. Scotese C.R. Continental drift, Phanerozoic plate tectonic reconstructions. Arlington. University of Texas, Derartment of Geology, Paleomap Progress Report 36, edition 7 (CD-ROM). 1997.

197. Song X.Y., Zhou M.F., Cao Z.M. et all. Ni-Cu-(PGE) magmatic sulfide deposits in the Yan-gliuping area, Permian-Triassic Emeishan Igneous Province, SW China //Miner.Depos. 2003. V38. № 7. P.831-843.

198. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. 1975. V. 26. № 2. P. 207-221.

199. Steiger R.H., Jager E. Subcomission of Geochronology: convension of the use of decay constants in geo- and cosmochronology // Earth Planet. Sci. Lett. 1976.V 36. № 2. P. 359-362.

200. Zhong H., Zhou X.H., Zhou M.F. et all. Platinum-group element geochemistry of the Hongge Fe-V-Ti deposit in the Pan-Xi area, southwestern China //Miner.Depos. 2002. V37. № 21 P.226-239.

201. WoodB. J., Sirens R. G. The orthopyroxene geobarometer // Earth Planet. Sci. Lett. 1971. P. 16.1. Фондовая

202. Ляховкин Ю. С., Годзевич Б. Л., Крыжевич С. С. Отчет о результатах геологического доизучения масштаба 1:50 000 бассейнов-рек.Хугдер и Ульдегит. — Зея: Зейская ГСП, 1976.-4 кн.; 293 с.

203. Самусин А.И., Самусина С.Н., Руденко Д.Г. Геологическое строение и полезные ископаемые южной части листа N-51-XVH (Отчет о геолого-съемочных и поисковых работах м-ба 1:200000 Соловьевской партии за 1958 г.) ДВГУ. Ленинградская экспедиция, 1959.- 220 с.

204. Чанышев КС., Арефьева В.И. Отчет о результатах поисково-разведочных работ на никель, проведенных на Амунахтинском габбро-дунитовом массиве (Ольдойская партия, 1962-1964гг.) Амур Рай ГРУ, 1965.- 141 с.

Информация о работе

Бучко, Инна Владимировна
доктора геолого-минералогических наук
Владивосток, 2010
ВАК 25.00.01

Диссертация

Этапы ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы