Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология, рудоносность и контактовые процессы в Йоко-Довыренском расслоенном массиве

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология, рудоносность и контактовые процессы в Йоко-Довыренском расслоенном массиве"

Российская академия наук Сибирское отделение Бурятский геологический институт

На правах рукописи

КИСЛОВ Евгения Владимирович

ПЕТРОЛОГИЯ, РУДОНОСНОСТЬ И КОКГАКГОШЕ ПРОЦЕССЕ В ПОКО-ДОШРШЖОМ РАССЛОЕННОМ ПАССИВЕ.

04.00.08 - петрография, вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

<

Улан-Удэ - 1992

Работа выполнена в Бурятской геологическом институте Сибирского отделения РАН

Научный руководитель - доктор геолого-минералогических

наук З.Г.Ноккиков

Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических

наук М. Й.Грудидан

- кандидат геолого-минералогических наук А. С.Ыехашзик

Ведущее предприятие - Объединенный институт геологии,

геофизики и минералогии СО РАН

Защита состоится 25 февраля 1992 г. в 9 часов на заседании Регионального специализированного совета К.003.55.01. в Бурятском геологическом институте СО РАН

Адрес: 670042, г.Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, б

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке' Бурятского геологического института СО РАН

Автореферат разослан " /Т. января 1992т

Учений секретарь специализированного совета, каедидат геолого-минералогических

наук ----А. Н.З&нвилевич

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Взаимодействие магмы с вмещающими породам! - одна из наиболее интересных и малоизученных сторон проблемы формирования ультрабазит-базитовых массивов и свойственного им сульфидного медно-никелевого оруденения. Особенности строения и состава эндоконгактовых зон, преобразования боковых пород и ксенолитов, локализации оруденения во многом определятся интенсивным массо- и флюидообменом мезду расплавом и боковыми породами. Первым в отечественной литературе 'контактовые взаимодействия ультрабазит-базитовых плутонов описал Н.М.Успенский (1952). Впоследствии эти явления рассмотрены на примере интрузивов Северного Прибайкалья и Забайкалья (Гурулев, 1965, 1983; Конников, 1986).

3 связи с возрастающим дефицитом сырья никелевой промышленности нашей страны, существенным улучшением экономико-географической ситуации в Северной Прибайкалье и необходимостью хозяйственного освоения зоны БАМ с 1985г. возобновлены геологоразведочные работы на объектах Северо-Байкальской никеленосной провинции, включая Йоко-Довыренский дунит-трок-толит-габбровый массив. вмес;гиций Байкальское сульфидное мед-но-никелевое месторакдение. Данный интрузив уникален для построения пегро- и рудогенетических моделей, так как характеризуется отчетливой расслоенностыз, обилием апокарбонатных ксенолитов в ультраосновкьвс породах, 'медно-.чикелевым оруде-нением при обнаженности от подошвы до кровли, ненарушенности внутренней структуры и исключительно слабом метаморфизме, но, несмотря на длительное изучение петрологии, геохимии и оруденения плутона, до сих пор не выработана единая рудогенети-ческая модель как основа локального прогноза богатой медно-.никелевой минерализации. г'

Благодаря геологоразведочным и научно-исследовавельским работам, выполнявшимся на массиве в последнее время при участии автора, был получен значительный объем новой информации по петрологии и рудообразованию в Йоко-Дэвьренском интрузиве. Обобщение этих данных представляет существенный научный и практический интерес.

Цель и основные задачи исследования. Конечной целью работы является реконструкция особенностей формирования Йоко-До-

вкренского массива. В ходе исследования решались следующие задачи:

1. Детальное изучение внутреннего строения и вещественного состава Яоко-Довыренского интрузива.

2. Изучение состава и преобразований терригенных и карбонатных пород в экэоконтакте и ксенолитах массива.

3. Анализ особенностей петрологии эедоконтакговьк зон и закономерностей распределения в них сульфидного медко-нике-левого оруденекия.

4. Разработка геолого-генетической модели процессов ру-дообраэования и выявление критериев локального прогноза сульфидного медно-никелевого оруденения.

Фактический материал и катоды исследования. В основу работы положены данные, полученные автором в ходе полевых и камеральных исследований лаборатории магматического рудооб-разования БГИ СО РАН с 1984 по 1991г. г. В этот период были составлены геологическая схема массива в масштабе I:36 ООО, геологические разрезы и планы отдельных участков; задокументировано 3000 погонных метров керна буровых скважин; описано около 1200 шлифов и2Са1сшф>в. Макро- и микрокомпонентный coctüe пород изучен на основании 220 химических и атомно-аб-сорбционных анализов. В 150 пробах химико-спектральным методом определены содержания платины, палладия, золота, в 7 пробах - редкоземельных элементов. Анализы выполнены в лаборатории физико-химических методов анализа БГИ А.А.Цыреновой, A.B.Куликовой, Т.И.Казанцевой и др. На микроанализаторе мз -46 " Cimecn " получено около 400 рентгено-спектралькых определений состава минералов (аналитики Г.Н.Загузин, Л.В.Доб-рецова), 90 анализов рудных «и не рал об проведено лазерно-спектральныы методом на приборе 1МА-Ю (оператор А.А.Постникова) в лаборатории микроанализа и математических методов БГИ. Определены изотопные отношения 67Зг /®6Sr в 28 пробах на масс-спектрометре ЬШ-1201, аналитики В.5.Посохов, В.Л.Ша-лагин (лаборатория минералогии БГИ).

Благородные металлы проанализированы также в 18 пробах инструментальным нейтронно-акгивационным методом (аналитики А.С.Дацухэв, А.И.Квасов), в 6 - рентген-флуоресцентным анализом на синхронном излучении г.Новосибирск, оператор

С.П.Колмогоров), Количественным рентгеноспекгральным методом на микроанализаторе хи-5 в ИГиГ (г. Екатеринбург) выполнено 28 определений содержаний Р и С1 в минералах, оператор Л.К. Воронина. Изотопный состав 0 и Н в 16 пробах определен в ИГШ (г.Киев) относительным методом на масс-спектрометрах МИ-1201 и МИ-1332. В II пробах количественным спектральным методом определены содержания В (ОЯГГиК, г.Новосибирск, аналитик Г.3.Еремеева), в монофракции аксинита - изотопный состав В (ГЕОХИ, г.Москва, аналитик С.Д.Минеев).

Совместно с Э.Р.Халтановым проверено численное моделирование формирования массива по программе "Кристаллизация" на микроЭШ " Пега -60". Совместно с А.Г.Симакиным (ИЭЫ, п.Черноголовка) по оригинальной программе с использованием сосредоточенной модели на ЭШ " 1!ог<1 -10" оценены динамические > условия кристаллизации Йоко-Довыренского интрузива.

Научная новизна. . ■

1. Новые геологические, петрографические, минералогические и геохимические данные позволили уточнить представления о внутреннем строении массива, обосновать формирование плутона в результате последовательного двухэтапного поступления

в интрузивную камеру пикритового и базитового расплава. Пространственная, вещественная и возрастная близость позволяют считать габбронориты второй фазы субвулканической фацией андезит-базальтов иняптукской свиты.

2. Процесс формирования пород массива удовлетворительно численно смоделирован по Программе "Кристаллизация" и оригинальной программе моделирования динамической кристаллизации расплава дорастанием кумулуса при композиционной конвекции.

3. Показано, что взаимодействие пикритового расплава с терригенными и карбонатными породами привело к формированию нижней плагиоперидотитовой и околоксенолитных эвдоконтакто-вых зон. Изучение вещественного состава таких зон позволило сделать вывод об их оцелочении и гидратации, то есть селективном заимствовании из вмещающей толщи калия и воды без полной'ассимиляции.

4. Впервые для данного массива диагностированы хлорфлого-пит с повышенным содержанием Сг2°3 и Т105>» хлор" и Фт°р-апатит, шпинель состава хромит-кульсонит, пектолит, диаспор

и аксинит.

5. Разработана модель, связывающая ассимиляционные процессы и сульфидное рудообразование. Предложены критерии локального прогноза медно-никелеЕОго оруденения.

Практическое значение работы заключается в том, что на основе разработанной модели образования сульфидного медно-даке-левого оруденения, данных о перспективности интрузива на бла-городнометальчую минерализацию составлены и внедрены в СевероБайкальской ГРЭ ПРО "Бурятгеология" "Рекомендации по доизуче-нию перспектив Коко-Довыренского плутона на сульфидное медно-никелесое орудененз!е" (1989), учтенные при проведении бурения массива в 1989-1991г.г. Предложенные критерии применимы и для других пластовых расслоенных интрузивов и использованы при' составлении "Методических рекомендаций по локальному прогнозу богатого сульфидного оруденения" (1987).

Публикации и апробации -работы. Результаты исследований по теме диссертации опубликованы в 32 печатных работах, докладывались на УП Всесоюзном петрографическом совещании (Новосибирск, 1986), 1У Всесоюзном минералогическом семинаре (Душанбе, 1986),Л Всесоюзном совещании по геологии медю-никелеЕых месторождений (Апатиты, I9S7), ХЗ и ПУ семинарах по геохимии магматических пород (Москва, 1987, 1988), конференции "Геология и геофизика активизированных областей Восточной Сибири" (Иркутск, 1S88), Международной конференции по использованию синхрстронного излучения (Новосибирск, 1988), П Всесоюзном совещании "Физико-химическое моделирование в геохимии и петрологии на SBi" (Иркутск, 1988), ХЛ Всесоюзном симпозиуме по стабильным изотопам в геохимии (¡¡¿осква, 1939), XI конференции "Геология и полезные ископаемые Урала" (Екатеринбург, 1991), П Всесоюзном совещании по связи магматизма' с орудене-кием (Якутск, 1991), научных сессиях БНЦ (1987, 1988, 1991).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения общим объемом У2.3 машинописных страниц, сопрОЕОвд&ется Ь9 рисунками, 35 таблицами, список использованной литературы насчитывает 167 наименований.

Работа выполнена в лаборатории магматического рудообразо-вания БГИ.е соответствии с планом научно-исследовательских работ пс теме: Типербазит-базитовые рудно-магматические системы" .

Автор считает приятным долгом выразить глубокую признательность доктору геолого-минералогических наук Э.Г.Конникоьу за научное руководство, постоянные поддеркку и помощь в работе. Успеху проведения полевых и камеральных работ способствовало сотрудничество с Врублевской Т.Т., Качаровской Л.Н., Куликовым A.A., Меляховецким A.A., Орсоевым Д.А., 'Гатьянкиной З.И., Цыганковым A.A. Автор искренне признателен сотрудника!-! аналитических подразделения, коллегам из Бурятского геологического института и других научно исследовательских учреждений, ПГО -"Буря'ггеология" за помощь и консультации. За участие в оформлении диссертации автор благодарен Ефимовой Г.А., Захаровой A.A., Урбазаеву 3. И.

Глава I. К истории изучения массива М.М.Тетяез первым описал основные и ультраосновныэ породы водораздела p.p. Тыи и Ондоко. Геологической съемкой, проводившейся А.С.Кульчицким и А.А.МальшоЕым, интрузив был охвачен лишь после 1949г. Детальное изучение массива и связанного с ним медно-никелеЕого оруденения начато в 1959г. силами ПГО "Бурятгеология" (3. А.Чабаненко, Л.М.Бабурин, Л.И.Якимов и др.) И научных организаций.

С.А.Гурулев (1965) первым указал на больиое значение взаимодействия расплава и боковых пород, но лризел к выводу, что плутон целиком образован путем "кагмаметасоматоза" вмещающих пород. Т.И. Нюпленен (1965) детально изучил экзо- и эцдоконтакт интрузива й отметил значительную роль ассимиляции и трансвала-ризации. Ряд работ посвящен сульфидным медно-никелевкм рудам (Шипкин, 1964; Качаровская, 1986; Конников и др., IS90). Необходимо отметить также исследования М.И.Грудинина (1965), И.Б. • Борголова (1976) л Е.З.Еаташева (1980).

Дополнительный импульс изучения массива придала полевая экскурсия 1975г., в которой участвовали Еидные специалисты из ряда городов во главе с Д. С.Коржинсяим и А. А.Маракукевым. H.H.Перцев, Л.Й.Шабынин (1979) подробно описали ксенолиты апо-карбонатных скарнов, в дальнейшем изучавшихся С.'¿.Александровым (1935), А.А.Ефимовым и др. (1986).

Глубокое исследование геохимии массива проведено сотрудниками ГЗОХИ и МГУ (Кривоплясов и др., 1982; ЛрошеЕский и др., 1982; Ионов, 1984; Пчелинцева и др., 1985). Э.Г.Конников (1986) суммировал сведения по геологии плутона и привел сви-

детельства влияния процессов контактового взаимодействия на состав пород и размещение оруденения. О значительной контаминации расплава свидетельствует данные по s.t. - к а и гъ - ръ изотопии (Неймарк и др., 1985).

Глава П. Геотектоническое положение, строение и состав

Йоко-Довкренского массива йоко-Довыренекий интрузив - наиболее, крупный, полно дифференцированный интрузив довыренского комплекса в Северном Прибайкалье. Это силлоподобное тело, залегающее в карбонатно-терригенных лозднепротерозойских отложениях осевой части Оло-китского прогиба. Плутон вытянут в северо-восточном направлении .на 26 км при максимальной ширине выхода 3,5 кы. От его по-дсшеы во вмещающую толщу отходят силлы плагиоперидотитов мощностью до 10-20 и.

Олскитский прогиб входит в состав докембрийских складчатых сооружений южного обрамления Сибирской платформы. Это вы-тянугая на 2Ь0 кы узкая (30 кы) грабен-синклиналь, на северо-запада отделенная Овдокским разломом от Ыамеко-Бодайбинского сиккликория, а на юго-востоке - Чая-Холоднинским линеаментом or Ишсро-Уаиского аигиклинория. Большинство исследователей относят начало развития прогиба к раннему рифею и ввделяют в кем три структурных этажа.

Первый эта* ( к1 ?) включает тыйскую, олокитскую^и авкитс-кую свиты, зонально ыегаморфизованные от эеленосланцевой до амфибб$$Ьой фации. Отложения второго структурного этажа ( К2?) развиты в осевой части сиккликори.я и имеют тектонические взаимоотношения с породами первого этажа. Нижняя часть (итккитс-кая свита) вмещает йоко-Довыренский массив и образована уг-листо-глинистыш сланцами, песчаникам;!, известняками и доломитами с сульфидной минерализацией, а верхняя (аеектамурекая свита) образована кварцито-песчаниками и кремнисто-углистыми сланцами. К третьему структурному этажу ( Rj ) относят эффу-зивы, с угловым несогласием перекрывающие асектамурскую свиту. Иняптукскую свиту составляют аццезито-базальты и их ла-вобрекчии в водораздельной части хр. Иняптук. Сыннкрская свита представлена пикрито-базальтаад, трахидацитами в верховьях p.p. Тыи, Оццоко и Олохита.

Рифейские отложения Олокигского прогиба перекрываются . • грубовалуннши конгломератами холоднинской (овгольской) сви-

ты (v-€j), скрывающими часть северо-восточного окончания -йоко-Довыренского плутона,

Для большинства пород интрузива характерен парагенезис 01 + Р1+ Ссх . Вывод о пикритовом составе исходного расплава основывается' на анализе закалочных пикритоа и расчете средне-взЕеаеннсго состава пород плутона (Конников, 1985). По смене минеральных парагенезисов снизу ssepx в центральной части массива вьделяются следузгцие зоны: плагиоперидотитовая мощностью до 2С0 м; шгагиодунитовая (ICO м), дунитовая (870 м); ритмического чередования плагиодунитов и троктолитов (560 м); ритмического чередования трсктолитов и оливиновых габбро (430 м); оливиновых габбро (580 м); оливиновых гаОброноритов (520 м).

Плагиоперидотитовая зона включает приподошвенкый слой • интрузива и отходящие от нее снллы, сложенные главным образом плагиолерцолитами поПкилитовой или гипядиаморфной структуры. Изометричше зерна хризолита (f =12-16%). составляют 50-60/5 объема породы, интеркумулус слоярн битознитом (12-14«, 69-88% Ап), дкопсидом (2-7%, Í =11-183), бронзитом (13-21%, f =15-16%) и флогопитом (4-ОЙ, í =12-19%). Хрсмапинель (алюмохро-ыит) образует, как и в остальных породах интрузива, мелкие октаэдры з оливине и менее идиоморфнке выделения в интерсти-циях.

На контакте с роговиками развиты лзкрито-базальты, сложенные радиально-лучнстым агрегатом плагиоклаза, клинопироксе-на, флогопита и оливина, зональными лейстами плагиоклаза и клинопироксена, ойкокристами флогопита, зернами хромшпинели и апатита. Пикрит-долериты отличаются изометричными внрапленни-ками оливина (0,4-2 мм), порфировой структурой породы. Офитовый мезостазйс сложен плагиоклазом (44-61$ Ад )( диопсидом (f =22-23%), флогопитом ( f =23-37£), бронзитом (í =14-17%). Мощность пикритов не превышает 1-2 м.

В средней и верхней частях зоны появляются оливии-флого-питовые габбронориты гипидиаморфной до субофитовой структуры с повышенным содержанием зонального плагиоклаза (40-70%, 69-8S»An). Зерна оливина (0-20%, f =14-1755) изометричной, угловато-заливчатой форш. Бронзит ( --20-21%), диопсид ( f =

и флогопит ( f=23-28%) образуют хсеноморфные выделения, ойкокристы. Характерны включения хромшпинели и апатита.

Плагиодунктовая зона. Лпагиодунигы аллотриоморфные, на 70-90Х состоят из хризолита ( ^=13-15^). Плагиоклаз (Ю-12£, 76-772 Ап), реже клинопироксен ( Г =112) и флогопит ( ? =11-125) слагают ннтерстициальные зерна, рйкокристи. Брокзит (*■ =15-16Й) иногда отмечается на контакте с плагиоперидотитами. Храмяпинель - алэиохромит.

Дуниговая зона. Лнхимоноыннеральные дуниты характерны для нижней части зоны, в ее верхней части, насыщенной апокарбо-натными ксенолитам;'., распространены верлиты, реже - диопсвдм-ты. Дуниты панидиоморфной структуры на 80-97$ состоят из оливина ( £=8-15Т) и хрэмзпинели двух генераций (хромпикотит). Отмечаются клинолирэксен ( ? =9-11%) и плагиоклаз. У контактов с ксенолитами в интерстицикх появляются паргасит, плескает, флогопит и сульфиды. Верлиты и диолсидиты отличаются лирокими вариациями структур и минерального состава. Диспсид до фассаита ( £=8-105) образует идиоморфные выделения, включающие резервированные зерна оливина и идиоморфную шпинель.

Зона рнтм/ческого переслаивания плагиадунитов и троктолк-7Рв характеризуется нерегулярной расслоенностью. Слои мощностью от миллиметров до 150 м, обычно - первые дециметры. Структура пород аллотриаморфная, текстура массивная, иногда трахигеидная. Преобладают оливин ( ^ =16-1755) и битовнпт (81-8?£ ап ) при гироких вариациях количественных соотноаений. Вверх по разрезу зоны содержание плагиоклаза- постепенно увеличивается, а оливина - уменьшается. Клинопкроксен (до 2-3^, £ = =13-1455) образует редкие каемки, ажурные ойкокристы. Хромали-на ль - алюмохромит.

Граница плата одунит-трокголитовой и гроктолит-олиЕикгаббро-вой зон проведена по подоаве двухметрового горизонта пойкили-тобкх плагиоверлитсв с ойкокристами (0,5-5 см) кдинопироксека, плагиоклаза. Структура и текстура пород такие же, как и в предздтцей зоне. Количество оливина ( £=17-19;?) вверх пр разрезу постепенно уменьшается, а диопсида ( ? »15-19%) - увеличивается. Плагиоклаз-¿итовниг (77-84$ Ап). Для обоих расслоенных зон характерны жилы анортозитов и габбро-пегматитов.

Зона оливкновых габбро более однородна: полосчатость про-яЕлена локально, субсогласные аилы лейкогаббро и габбро-пегматитов встречаются близ контакта с предыдущей зоной. Хризолит ( Г =19-27») и битовкит (79-8455 Ап) образуют как иземетричные

так и ксеноморфные зерна. Ойкокристы плагиоклаза характерны для меланократовых, а оливина - лейкократовых разностей. Дл-опсид слагает крупные кристаллы, ойкокристы, а бронзит - редкие каемки, ажурные йококрисгы.

Олизиновые габброкориты следующей зоны отличаются развитием ойкокристов и мелких изометричных зерен бронзита =20-21%), появлением флогопита. В верхнем эццоконтакте зоны появляется горизонт пикрит-диабазов мощностью до 1,5 м. Пикрит-диабазы пойкилоофиговой структуры состоят из битовнита (8081% Ап), хризолита ( ? =22-27%), диопсида ( г =15-17%), бронзита (Г =20%), флогопита '( Г =22-27$).

Оливин встречается во всех породах массива (кроме габбро-норитов второй фазы), представлен хризолитом и обычно формирует идиоморфные зерна. 3 пикритах отмечены, игольчатые кристал-' лы, а в лейкократовых породах - утловато-заливчатые вьделения. Яелезистость оливина варьирует от 8-15% в дунитах до 19-27% в оливинозых габброноритах (к подоиве железясгость повышается до 15-17?). Оливины дунитов содержат больше СаО и КЮ, меньше - МвО . Таким образом, наблюдается скрытая расслоенность.

Плагиоклаз, как и оливин, главный породообразующий минерал интрузива. В пикритах плагиоклаз формирует игольчатые кристаллы, зональные лейсты. В ультрабазитах это интеркумулусный ксеноморфный минерал, в габброидах он образует короткие лейсты. Характерен битовнит (67-87% Ап , д0 2,3% 0г ). Наиболее основные плагиоклазы в плагиодунит-троктолитовой зоне (82-87%) при незначительном уменьшении основности к оливиковш габбро (79-84%). К нижне- контакту основность понижается интенсивней, но при значительных вариациях (44-88%).

Клиношроксен - третий повсеместный минерал плутона, представленный диопсидом. В пикритах он образует игольчатые кристаллы; зональные.призмы, в плагиоперидотитах - пойкилокристы до 4-5 см в поперечнике. В плагиодунитах, дунитах, троктолитах, анортозитах - лишь редкие каемки, ажурные ойкокристы. Оливино-вым габбро, оливиновым габброноритам свойствены призматические, таблитчатые, реже пойкилитовые вцделения диопсида, нередко со структурами распада твердого раствора, двойникоЕанием. Наиболее магнезиальный диопсид ( * =6-13%) с максимальными содержаниями А1, Сг2^з , Са0 зафиксирован в дунитах и верлитах, к кровле и подошве железистость повышается до 23%.

Ор^огакоксен-бронзкт появляется в пикритах на некотором удалении от контакта, образуя в них и платиоперидотитах ксе-■ .-¿аморфные Еьщеления, корродирующие оливин. В плагиодунитах и оливиновых габбро - редкие каемки. Для оливинових габбронори-тов свойствены мелкие изометричные зерна,'ойкокрисгы бронзи-та. Состав варьирует незначительно: наиболее магнезиальный бронэиг ( f-15-16%) с минимальными содержаниями , Ст^о^ , отмечен в плагиодунитах, а железистый ( £=20-21%) - в олибиноеых габброноритах.

$лог£гит е пикритах образует игольчатые кристаллы и таблитчатые зерна, в плагиоперидотлгах и плагиодунитах - интерс-тициальные ввделенмя, переходящие в ойкокристы. Б дунитах ' и анортозитах - еди»и-;чные каемки. В оливиновьгх габброноритах, пккрит-диабазах - ксеноморфные зерна. Наиболее железистый £ 1" *25-27%), титанистый и наименее глиноземистый флогопит свойственен пикритам, а наиболее магнезиальный ( ?=П-12%) с максимальными содержаниями а1?03 , Сг2С^ , Ка.,0 характерен шагиодунитаы. Концентрации галогенов во фюгопите исключительно низки (р =0,0-0,05«, С1=£С07-0.19Х'К

Амфибол представлен постшгматическим тремолитом, замещающим пироксенк, и паргаситом, эпизодически появляющимся в дунитах и олагиоперадогитах.

Шпинель- характерный акцессорный минерал. Хромшлинель в ультраосновных и расслоенных породах образует мелкие октаэдры в зернах оливина, других минералов и интерстициалькые выделения. Хромшпинель дунитов - хрокгшсотит, остальных пород - алю-мохромиг. При серпентинизации оливина появляется тонкая сыпь, просечки магнетита, хромат;нель замещается хромыагнетитом. Вблизи апокарбонатных ксенолитов в породах появляются угловатые до идиоыорфных зерна грязно-зеленого плеонаста. Б массивных сульфидных рудах зафиксирована шпинель' состава хромит-куль-сою«т с содеркашями у20,. от 2 до 6% и от 1С до 14%. .

Апатит в породах плагиоперидотитовой и олквингаббронори'то-вой зон образует удлинеккопризматические до игольчатых кристаллы, обычно приуроченные к флогопиту. Это хлорапд.тит, причем содержание галогенов в апатите плагиоперздотитов (0,860,79£ Р ; 1,65-1,93% с1 ) ниже, чем в минерале олкеиновых габ-броноритов (0,99-1,12% 1' ; 1,96-2,422 С1 ).

Постмагцатически£ минералы представлены хлоритом (близким

к амезиту, f =2,65-3,33$, Сг2о3 =0,90-3,0155), бронзитоы, серпентинами, магнетитом, тальком, гвдрогранатом, цоизитом, минералами группы иддингсята-боулингита и соссюритовых агрегатов.

На диаграмме А1203 -и^О большая часть пород концентрируется вдоль линии, отвечающей фракционированию магнезиального оливина и основного плагиоклаза,-лишь составы оливиновых и безоливиновых габброноритов образуют обособленные области, сближенные с линией клинопироксен-плагиэклаз.

Ультраосновные породы массива по сравнения с кларками содержат иь в 8, Эг ' в -20, Си и V в 3-4 рала больше. Еазиты же в 2-3 раза обеднены НЬ , 5г и V , но обогащены Сг , ¡и и Си'.

ЯЬ , 5г , V образуют наибольшие содержания в верхнем и нижнем эццоконтактах. Максимальные концентрации Со и и. отмечены • в дунитах при снижении к контактам, Си и сг образуют сходные тревды, но с несколькими максимумами и минимумами.

В результате нъ - зг определений в валовых пробах пород шгутона построена изохронная диаграмма, фиксирующая возраст 729+55 млн. 'лет. Первичные отношения ^Зг/^г варьируют С-,709-0,715 (основная часть проб 0,710-0,712).

Габбронотэигы образуют прикровлевой силл, дайки и жилы в приподошвенной части Йоко-Довыренского интрузива. Ранее они считались внутрикамерными дифференциагами. Но в пользу их автономного формирования из самостоятельного расплава свидетельствуют секущие контакты габброноритов прикровлевсго силла с оливиновыми габбрсноритами, а также габброноритов и диабазов приподошвенных тел с плагиоперидотитами подошвы и силлов. В контактах с терригеннкми породами дайки закалены и сложены тонкозернистыми диабазами, а тела, находящиеся в плагиоперидо-титах и оливиновых габбро, сформированы среднеэернистыми габбрсноритами. Судя по отсутствию в последних зон закалки, ба-зитовьй расплав -внедрялся в еще не окончательно закристаллизовавшиеся породи массива.

Габброноригы отличаются от пород массива субофитовой структурой, отсутствием оливина и хромшинели, наличием кварца, ка-лидшата,' ильменита и титаномагнетита. Иные составы (не укладывающиеся в тренды массива) и морфология основных минералов: плагиоклаз (андезин-лабрадор, 43-60% ап , 2,1-3,02 От ) образует зональные удлиненные призмы, лейсты, диопсид до авгита

( Г=2С-4С5) - удлиненные ксеноморфные зерна, ойкокристы с двойникованиеы и структурами распада твердого раствора, а гиперстен (X =29-4%*) - призматические кристаллы, ойкокристы. Характерны гранофировые сростки кварца и калишпата, кварц образует ксеноморфные, е при увеличении концентрации - иэомет-ричные зерна, мирмекитоЕые Еыделения а плагиоклазе на контакте с каликпагом. Изометричные вццеления калишпата появляются на контакте с алевролитами. Флогопит до биотита (Г =19-415) и паргасит формируют интерстициальные зерна до ойкокристов. Флогопиту габброкоригов свойствены повышенные содержания галогенов (Р =0,07-0,16%; С1 =0,18-0,555). йторалатит '(1,22-3 0,42-1,065 С1 ) обычно ассоциирует с кварцем. Сульфидная вкрапленность габброюритов преимущественно пирротиновая в отличие от медно-никелевой минерализации всего массива (Кокни-ков и др., 1990).

Габброноригы относятся к лейко- и мезомафитам, в то время, как дифференцкаты пикритовой - субультрамафиты, мелано-

и мезоиафигы. Габбронориты существенно более щелочные, титанистые, менее глиноземистые, содержат больше зг , кь , V , меньие Со и , не укладываясь в тренды массива. Ка диаграммах 'Г.Райта габбронорити образуют обособленные области. 5рак-ционировокие пикритовой магмы происходило по известково-щелоч-ному направлению с накоплением ЗЮ2, Л1г0^ , У.^0 и обеднением ¡¿60 , Усе и*?102 . Для габбро.норитов характерен феннеровский гревд дифференциации с накоплением ГеО и ТЮ2в конечных продуктах кристаллизации.

Содержание редкоземельных элементов в габброноритах превышает концентрации в плагиоперидотитах не более, чем в 2-3 раза, а для стратифицированных интрузивов характерно 5-6 кратное накопление (Балашов, 1976). В габброноритах стронциевые отношения ниже (0,709-0,710), чем в остальных породах плутсна, что объясняется внедрением маломочных тел в уже претерпевшую термальное воздействие вмещающую толщу или непосредственно в массив. В.И.Устинов и др. (1980) в результате измерения изотопного состава кислорода оливина, клино- и оргопироксена вьделили три типа ассоциаций минералов, причем третий - габбронориты со значительными различиям составов плагиоклаза и клиногафоксена (£ 130 Ы -Срх ), резко отличающиеся, от остальных пород.

Сульфиды габброноритов отличаются более легким изотопным сОс-

тавом серы (-О,59л-о, Качаровская и др., 1986).

Моделирование формирования интрузива по программе "Кристаллизация" Еыявило отсутствие в конечных продуктах эволюции исходного" расплаза (по Конкикову, 1986) КЕарца и калиипата, характерных для габбронорптов.

3 пользу автономного формирования габброноритов свидетельствует их. широкое распространение далеко за пределам;! интрузива. Показательно тождество составов габброноритов и иняптукс-ких базальтов. На диаграмме к2о * ЭаС^ ареалы фигуративных точек тех и других полностью совпадают. И базальты, и габбро-нориты обогащены при низких концентрациях Сг и га. . Зто свидетельствует в пользу их генетического родства в рамках вул кано-ллут о ниче с к ой систем!.

Глава Ш. Контактовое взаимодействие магмы с вмещающими породами и-его роль в формировании вещественного состава интрузивных пород

Терригенные породы вмещающей массив итккитской свиты подверглись контактовому мзтаморфизму яа расстояние до 1С0м. Алевролиты экзоконтакта и единичные (редко до первых метров) терригеннь'е ксенолиты в плагноперидотигах и габброкдах мега-морфизованы в условиях пироксен-рсгов-лковон фации. По карбонатным породам,экзоконтакта развиваются офиокальциты. Во Еме-шающих породах по направлению к контакту отчетливо убывают концентрации и яъ .

В габброноритах кровли, реяе - плагиоперидотитах отмечаются силлоподобные тела гранофпров, близких по составу к чарнокитам. Жилки аналогичных пород появляются в роговиках на контакте с плагиоперидотитами. По-видимому, гранофиры образуются при частичном плавлении роговиков и состоят из идио-морфных зерен кварца,'плагиоклаза (ацдезин-лабрадор, 42-57% Ап ), гиперстена, амфибола и биотита ( г =49-52%), сцементированных кварц-калишпатовой микрографикой.

В экдоконтактовых плагиоперидотигах распространены флогопит, апатит, бронзит, паргасит, не характерные для массива в целом, а по направлению к вмещающим породам повидается же-лезистость темноцветных 'минералов; содержание железа (преимущественно Ре-*4) и титана в хромшпинелях и снижается основность плагиоклаз а. В том же направлении повышается- зю2 , .

AljOj , Cao , Ti hg , Ka2o ,к20 , PjOg ,Sr . На диаграммах Ni - KgO и Kg0 - Si92 фигуративные точки плагиоперидотитов отклоняются в сторону аномального обогащения калием. Увеличение содержаний К20 при незначительных отклонениях по содержаниям XI и Si02 - надежный иедикатор коровой контаминации мантийных магм (Huppert .Snarks , £985). Избирательное обогащение калием связано с более высокой скоростью диффузии по сравнению с другими элементами. Аналогия плагиоперидотитов средневзвешенному составу плугона (Конников и др., 1989), их переходы в пикриты зоны закалки и эпизодичность ксенолитов вмещающих пород указывают на кристаллизацию приподошвенной части интрузива без существенных валовой ассимиляций боковых пород и дифференциации исходного расплава.

О коровой контаминации свидетельствуют аномально высокие первичные стронциевые отношения (0,709-0,715), причем максимальные значения (0,713-0,715) наблюдаются в зоне закалки и силлах плагиоперидотитов. Отношения неизмененного алевролита (отобранного в 300 м от контакта) и гранофира-выплавки из непосредственного экзоконтакта - 0,720, а претерпевших термальное воздействие алевролитов- 0,711-0,712. По-видимому, ' при возникновении температурного градиента стронций активно мигрировал с коровым флюидом. Отсутствие изотопной гомогенизации и монотонного снижения стронциевых отношений вглубь массива позволяют предполагать, что контаминация расплава стронцием происходила в основном в подводящих каналах и промежуточных • камерах. Рубидий, очевидно, заимствовался из боковых пород: в непосредственном экзоконтакте (8 ы) его содержание монотонно падает от 280 г/т до значения ниже пределов обнаружения по мере приближения к плутону.

При формировании пер од интрузива значительной была роль отдачи тепла во вмещающие породы. Совместно с. А.Г.Симакиным были оценены динамические условия кристаллизации при композиции онной конвекции, движущей силой которой является различие расплавов иктеркумулуса и камеры. При высокой скорости кристаллизации конвекция недостаточно эффективна для поддержания постоянного состава ингеркуиулусного расплава вслед за растущими кристаллами. Исходя из проведенных приблизительных оценок (Си-макин, Нислов, 1991), адкумулаты должны появиться при снижении скорости полной солидификации до величин (1-0,5)<10_осм/с.

Скорость охлаждения непосредственно на контакте оценена при помощи плагиоклазового реослидометра в 1,7°/час, а на расстоянии 4 м - в менее, чем 0,4°/час. Это значительно ниже критической скорости охлаждения, оцененной в <30-0,8)-10"4о/час, с которой могут качать кристаллизоваться сливиновые адкумулаты. Переход от оргокуцулатов (плагиолеридотитов) в подошве и на флангах массива к адкукулатам (дунитам) в центре отвечает более быстроку охлаядению и кристаллизации ингерстициального расплава у контактов со значительным снижением по мере удаления к центру. Таким механизмом частично можно объяснить аномальные тревды изменчивости составов минералов в ультраосновной части интрузива.

Но для формирования флогопита, бронзита, паргасита к апатита необходимы повышенные концентрации воды, калия и кремнезема. Структурные отношения бронзита с другими минералаш плагиоперидотитов указывают на то, что он кристаллизовался из расплава после оливина, плагиоклаза и диопсида и имеет реакционные соотношения с оливином, замещая его. Развитие бронзита в контакте с ксенолитами алевролитов иногда приводит к образованию оливиновьос вебстеритов. В закалочных пикритах брон-зиг обычно отсутствует. По-видимому, при завершении кристаллизации плагиолеридотитов в остаточном расплаве резко возросла активность 5к>2 , что привело к неустойчивости оливина. Пэеы-иение содержания воды в расплаве такяе смещает равновесие мея-ду оливином и ортопирохсеном в сторону последнего ( Kushi.ro, 1969).

Флогопит - один из наиболее поздних магматических минералов, на что указывает отсутствие истонитоеого минала в его составе и обогащенность 51 о2 (3,2-7,7%). Сосуществующие флогопит и диопсид коррелирует по желез истости и содержанию хрома. Концентрации галогенов во флогопите я апатите юани, что предполагает преобладание воды в составе летучих компонентов расплава. Но магма бша бедна водой, на что указывают отсутствие водоссдерхащих минералов в большей части пород, обогащенность плагиоклазов- ортоклазовым компонентом ( Вг;с11, 1971) и данные газового анализа (Балыкин и др., 1983). Таким образом, необходим приток воды извне, что подтверждается исключительно водным, не магматическим составом фчвдда.

Водородные отношения флогопита (¿в=-85/&) соответствуют" нижней границе отношений гщроясилсодерхщих минералов основ-

шх и ультраосновных пород. Кислородные отношения флогопита (¿^0=+5,9%о), ормпироксена (+5,15« )и клинопироксена (+5,9%«) существенно ниже значений исходного расплава (Устинов и др., 1980). Обогащение легкими изотопами кислорода и водорода можно объяснить поступлением в расплав фтюида, появляющегося в результате дегидратации, боковых пород и метеорной влаги.

Породы массива значительно обогащены редкоземельными элементами, особенно легкими. Необычное распределение РЗЭ сходно с их распределением в интенсивно контаминированном ишрузиве Садбери (Кио, СгоскеХ , 1979).

Химические потенциалы калия и воды в кислых выплавках значительно превьшаат такоЕЫе в пикритовом расплаве. Это могло послужить причиной флюидного массопереноса компонентов из вмещающих пород по системе "гранитная выплавка - ультрамафитовый расплав" в магматическую камеру. Поступление щелочного флюида в пикритовый расплав могло происходить также по механизму термодиффузии (эффект Соре).-

В йоко-Довыренском интрузиве распространены ксенолиты мон-тичеллит-форстерит-шлинелевых, брусит-форстеритовых скарнов, метасоматиты в блоках бруситовкх мраморов (Гурулев, 1965; Перцев, Шабынин, 1979; Александров, 1985; Ефимов и др., 1986).

Детально минералогия и условия образования скарнов рассмотрены Н,Н.Перцевым и Л.И.Шабыниным (1979), описавшими мс-тасоматическую зональность инфильтрационных магнезиальных скарнов монтичеллит-периклазовой субфации, а также зональность диффузионных иэвестково-кагнезиальных скарнов в блоках бруси-товых мраморов. Предположено, что температура преобразования ксенолитов была ниже 900°С (присутствие парагенезиса диопсид+ +монтичеллит) при равномерном прогреве ксенолитов и пониженной концентрации СО2 во флюиде. Описаны симплекгитовые срастания монтичеллита и гидрогроссуляром - в том случае-, если это псевдоморфозы по мелилиту, температуры могли превышать 900°С.

С.М.Александров (1985) предположил, что источником дополнительных количеств магния для формирования шпинель-форстери-товых и форстерит-периклазовых пород могла быть расплавленная часть кегасоматической колонки, магний которой не усваивается пикритовой магмой.

А.А.Ефимов и др. (1986) описали титанййссаиг с высокой суммой глиноземистых миналов, предполагающей температуру бо-

лее ЮОО°С, и ассоциацию мелилкггфоротерлт, устойчивую при температуре вклз 900°С. Сделан вывод о давлении образования скарна менее 1,5 кбар и калом давлении С0.>

В ходе данной работы получены коЕые данные по минералогии скарнов и влиянии карбонатных ксенолитов на вещественный состав интрузивных пород.

Одной из проблем является лроисхоздеше монтичеллита, развитого в шпинель-монтичеллит-форстеритовых, шпинель-монти-челлитових и мономинеральных скарнах. Характерен мозаичный агрегат трех минералов с одинаковой степенью идиоморфизма и примерно равным содержанием монтичеллита и форстерита, секущийся вилообразными крупнозернистым существенно монтичелли-товыки обособлениями, крупные зерна монтичеллита содержат ■ кристаллографически ограненные и ориентированные включения форстерита наряду с крупными идиоморфныки выделениями шпинели и форстерита. Реже отмечается форстерит с ориентированными включения!® монтичеллита. По-видимому, монгичеллит скарнов йо-ко-Довыренского интрузива не постмагматпческиЯ, а образовался одновременно с форстеритом. Образованию монтичеллита могли способствовать высокая температура при поименном давлении углекислоты е лежачем боку интрузивной камеры (ыабынин, 1973). Согласно С.М.Александрову (1990), монтичелчнт возникает при давлении от 1,5 'до 0,5 кбар и температуре более 900^С.

Другой проблемой является происхо:здение брусит-фсрстерито-вых пород. Так как температура кристаллизации перпклаз-форсте-ритового парагенезиса должна превышать 220СаС, они являются скарнами, Для брусит-форстеригоЕых скарнов отмечена четкая приуроченность к магнезиальным метасоматитам и постепенные переходи с монтичеллит ппинелевыми скарнами, что подтверждает мнение С.М.Александрова» (1985).

В диффузионных известково-маГнезиальных (по Перцеву, Шабы-нину, 1979) скарнах зафиксирован лектолиг, замещающий воллас-тонит со стороны кварцевых обособлений, формирующий идиоморф-ные зерна, игольчатые выделения в кварце; В магнезиальных скарнах отмечен красный титансодержащий диаспор, замещающий шпинель.

Взаимодействие с карбонатньаи ксенолитами значительно изменяет состав интрузивных пород. Увеличение в дунитах содер- -жания диопсида (до фассаига) приводит к формированию верлитов,

диоасидитов и появлению жил, обособлений дяопсид-везувианово-го (исходно фассаиг-шпинелевого) скарна. Диопсид наиболее кагнезиален (f =6-13^) с максимальными содержаниями А12°з (2,I0~3,3SÍ), сг203 (0,10-1,7755) и СаО (23,67-25,41%) в массиве. лелезистость оливина дунигов (f =3-lü%) минимальна, содержание СаО в оливинах эвдоконтактовых пород повышается до 1,01%, в то время как обычно оно не превышает 0,10-0,15%. Для дуннтов характерен более кислый плагиоклаз, чем для вышележащих более лейкокраговых пород плагиодунит-троктолитовой зоны. По контакту с ксенолитами скарнов в тр.октолитах образуется маломощная (до 10 см) мелкозернистая мономинеральная оливино-вая оторочка, троктолпгы переходят в дуниты, плагиодуниты, верлиты, насыщены жилами пегкагоидных троктолитов и анортозитов.

Околоксенолигные породы содержат плеонаст, флогопит, пар-гасит, пентлавдит, троилит, хромпикотит с повышенными содержаниями MgO , А12°з и пониженными - , зюг. Дуниты и вер- литы эндоконтакта насыщены прояилкоЕКМ и иктерстициальным кальцитом, развит амезит.

В хрошпинели встречаются силикатные включения, в основном паргасита и флогопита. В растресканкых кристаллах хром-ипинели и интерстицпях эти минералы замещаются амезитом и кальцитом. Появление в верхней части дунитовой зоны щелочь-и флюидсодержещих минералов, по-Еидимоцу, объяснимо поступлением летучих компонентов из карбонатных ксенолитов. Источ-' никои щелочных элементов предполагаются -полностью ассимилированные терригенкые прослои. -Возможно также объяснение принципом кислотно-основного взаимодействия компонентов в расплаве по Д. С.Коржинскому: увеличение концентраций слабых оснований (СаО, KgO ) ведет к увеличению активности щелочей. Захват расплава хромпинелью может быть вызван резким пересыщением из-за существенного снижения температуры или значительного изменения состава расплава (Xrvina , 1975). Возможен тайке захват ишерстициальных минералов при посткумулусной перекристаллизации хрошпинели, которой способствует обогащение остаточного расплава летучими компонентами.

Для охолоксенслиткьх пород характерно повышение щелочности (Ка20 до 0,25%). Б эндоконтактовых магматических породах минералы обогащены тяжелым, изотопом кислорода (в оливина

, Кривоплясов и др., 1982). Утяжеленный изо-

топный состав кислорода и отсутствие изотопного равновесия между- минералами магматического парагенезиса объяснены ассимиляцией карбонатных ксенолитов (Криволлясов и др., 1982).

Взаимодействие габбрснорлтового расллава с плагиоперидо-титами изучено на примере дайки в приподоавенном силле. Отмечены ассимстричные профили изменения составов минералов и пород, зональность плагиоклаза и клинопирсксена, шрокие вариации составов и содержаний минералов. При резких различиях химических составов пород составы их минералов близки. Сделаны . выводы о смещении габбронсритовой магмы с интеркумулуснкм расплавом плагиоперидотитов, ассимиляции ею ультраосновного материала, поступлении из нее летучих компонентов и щелочей в плагиоперидотитк. В лежачем и Еисячем контактах интенсивность тех-или иных процессов различалась.

Габброноритовый расплав подвергает контактовому метаморфизм .вмещающие алевролиты. В энцоконтакте прикровлевого сил-ла появляются изометричнке вцделения кварца, калишлата и апатита. В результате изучения аксинит-ктрцевю: жил, локализованных в диабазовой дайке, предположено, что базальтовый расплав ассимилировал щелочи, воду, крзмнезсм и бор из терри-гекных пород.

Глава 1У. Закономерности размещения, состав и еклэд кон- тактовых процессов в формирование оруденения

Наиболее богатая медно-никелевая минерализация неравномерно сконцентрирована в плагиоперидотитовой зоне и отходящих от нее силлах того же состава. Вкрапленное оруде.чение образует протяженные (сотни метров) узкие полосы без четких контуров. Массивные руды слагают жилы внутри ареала вкрапленного оруде-нения, приуроченные к разрывным нарушениям. Рассеянное, редко прожилковое троилит-гаэмлавдитовое оруденение сопряжено с ксенолитами апокарбонагных скарнов в верхней части дунитовой и нижней части плагиодунит-троктодитовой зон. Сульфидная .минерализация с повыленкым содержанием халькопирита встречается в жильных анортозитах и габбро-пегматитах. В гайброноритах преобладает пирротин. В них, а также плагиоперидотитах, отмечаются кварц-карбонатные жищы -с пиритом, галенитом, сфалеритом, аксйнитом. Тонкая пирит-пирротиноЕая вкрапленность свойствена вмещающим алевролитам, а карбонатным породам также галенит и . сфалерит.

Химический состав сульфидов изменяется закономерно. Корреляция составов сульфидной минерализации и содержащих ее пород свидетельствует, что оруденение массива сингенетичш маг- • матически;л породам, а источником металлов был расплав.

Растворимость серы в "сухих" осковьтх расплавах не превы-пает 0,10-0,15% (Альмухамедов, ледведеа, 1982), а в ультраос-НОБгШХ - 0,16-0,47%(ЗЫ.иа .КаШге« , 1975). Но ДЛЯ флвидо-, а особенно, водосодержащих щелочных базальтовых расплавов Н.С. Горбачевым (1989) экспериментально установлена более 'высокая (до 1,5%) растворимость серы. Диапазон колебаний изотопного состава серы кедно-нихелевых руд интрузива узок ( Л^Б =-3,1* 1+3,4,7-0) и-близок метеоритному стандарту (Качаровская и др., 1986). Ео вывод о ВЕенильном источнике серы и отсутствии ее заимствования из вмещающей толщи нуждается в дополнительной аргументации, так как изотопны;"! состав серы шрит-пирротина-вой минерализация приподоззенных алевролитов также близок ме-теоригно!^ ста1дарту: ^=-0,18%б (Кокников, 1985).

Исходя из данных о магматическом происхождении металлов и серы, морфологии ингерсшциальных рудных выделений, наличия редких "капель" сульфидов в кристаллах оливина, других силика- . тов можно предположить, что отделение сульфидного расплаЕа от силикатной магмы происходило во время кристаллизации последней. Ка рудолокализацн», по-Еидимому, значительное влияние оказали явлеклл ассимиляции гакритовьы расплавом боковых пород. Об этом свидетельствует приуроченность максимальных концентраций сульфидов огдоконтактоЕшл зонам с наиболее отчетливыми признаками ассимиляции: нижней плагиоперидотиговой и околоксенолитным вокруг фрагментов магнезиальных скарнов в верхней части дунатовой зоны.

Повышение концентраций щелочей и воды в контамлкированных участках магматической камеры вызывало увеличение растворимости серы, приводиЕшее к их кедосыцекности по сравнению с основ- " ним объемом расплава, ¡¡следствии этого должно было качаться перераспределение серы в эти участки из объема камеры. В процессе снижения температура, основности, удгнезиальности и объема расплава сера связывается с,Си , , Со , образуя сульфидную фазу. Одним из доказательств тесной связи ассимиляционных процессов и рудообразования может служить прямая корреляция содержаний флогопита и сульфидов в плагиоперидоти-тах (Конников и др., 1990). Концентрация рассеянной сульфид-

ной жидкости в ллагиоперидотитовой зоне происходила путем перераспределения в трещины. Это связано с тем, что температура ликвлдуса штрихового расплава (~14С0-1300оС) значи-• тельно вые, чем сульфидной жидкости (-П00-900°С). До начала кристаллизация последней силикатный" расплав, по-видимому, достигал субсолидусного состояния, мог реагировать на хрупкие '■деформации к образовывать трещины.

В породах массива содержания Pt колеблягся в пределах " • •1С'6- n -IC-7o/o, Pd - п -КГ5- г. .10-4, Ir -n .I0"9fc, Ru -'-n •10Концентрации 2ПГ подверкены резким колебаниям при максимальных значениях в верхней части дунитовой зоны и минимальных - в габброидах. Как и в большинстве расслоению: массивов, та преобладает над Pt , для свойстЕеш исключи-.тельно низкие содержания. Концентрации ли не превышают я •

при повышенных содержаниях в габброноритах. Богаче ЭПГ сульфидные меднэ-никелевы® рудк. Содержание во вкрапленном оруденении плагиоперидотитов достигают 0,1г/т, а и как в рассеянных, так и массивных рудах - " г/:. В оруденении габброноритов концентрации не велики. Содержания золота в рудах сопоставимы с концентрациями в породах.

Индикатором потенциальной платиноносности мсжет служить состав галогенов минералов (Ballhaus ^tu.npiL f I9G6;Bouq-reau e.a. , 1985). Преобладание хлора над фтором, характерное апатиту и флогопиту плагиоперидотитов Йоко-Довыренского массива, отмечено й минералах ллатинэносньэс зон Стиллуотера и Бушвельда в отличие от минералов безрудных участков этих и других интрузивов. Это явление объясняется тем, что существенно хлорный флюид - эффективный Транспортер и концентратор ЭЛГ ( Ballhaus .Stunpfl , 1986; Boudr'eau е.а., 1986).

Защищаемые положения.

1. Нормирование Йоко-Довыренского массива происходило в результате цоследовательного поступления в интрузивную камеру первоначально пикритового, а затем базитового расплада. Габбронориты и диабазы второй интрузивной фазы являются субвулканической фацией эффуэивов инялтукской свиты.

2. Контаминация пикритового расплава вмещающими породами привела к формированию эндокентактовых зон повышенной щелочности и гидратированности. Результатом ассимиляции терриген-ного материала яЕляется прилодошвенная плагиопередотитовая

зона, а карбонатного - околоксенолиткке зоны в верхней части душяового горизонта.

3. Рост концентраций вода и щелочей в контаминпровзнных зонах интрузива приводил к увеличению растворимости в этих участках расплага серы, ее перераспределению и интенсивному сульфидообразованкю. Признаки активного контактового взаимодействуя могут служить критерием локального прогноза сульфидного оруденения в расслоенных массивах.

Список опубликованных работ по теме диссертации:

1. Кислов Е.В. Тиганфлогопит как индикатор процессов ру-до-и породообразования б Йоко-Довыренском никеленосном мас-сиве//Минеральные кларки и природа их устойчивостиМатериалы 1У Всесоюз. минералогического семинара.-Душанбе, 1986.-С. 248-249.

2. ¡Сонников Э.Г., Качаровская JI.H., Кислов Е.В. Новые данные о петрологии Йоко-Довыренского плутона (Северное Прибайкалье) //Происхождение и эволюция магматических формаций

в истории Земли: Тез. докл. УП Всесоюз. петрографического совещ.-Новосибирск, IS86, т.2.-С.32-33.

3. Конников Э.Г., ЦойЛ.А., Изупова В.Н., Кислов Е.В. Петрология и рудоносность гипербазит-базитовых комплексов Забайкалья//Зедогенкке процессы и оруденение в Забайкалье.-Улан-Удэ,•1986.-С.98-III.

4. Конников Э.Г., Кислов Е.В., Качаровская JI.H. и др. . Иеталлогеническая специализация протерозойских ультрамафит-иафотовьк комплексов в складчатом обрамлении юга Сибирской платформы//Металлогения Сибири: T.I. Тез. докл. XI Всесоюз. металяогенич. совещ.-Новосибирск, 1987.-С.123-124.

5. Конников Э.Г., Кислов Е.В., Цыганков A.A. Формационные типы никеленоснкх ультрамафитов Северного Прибайкалья//Гес-логия рудных месторождений. -1987..-¡Р6. -С.38-45. •

6. Конников Э.Г., Куликова А.Б., Куликов A.A., Кислов Е.В. Распределение благородных металлов в гипербазит-базитовых комплексах Байкальской горной области//Геохимия.-1987.-JW.-С.970-977.

7. Кислов Е.В. Минералогический критерий локального прогноза кедно-кикелевых руд Йоко-Довыренского массива (Северное Прибайкалье)//Никеленосность базит-гипербазктовых комплексов Украины, Урала, Сибири и Дальнего Востока.-Апа-

титы, 1988.-С.46-49.

• 8. Кислов Е.В. Минеральные вижчени.? в хромшпииелях йоко-Довыренского массива/Д1У семинар "Геохимия и физико-химическая петрология магматизма" Тез. докл. .-М., 1988.-с.133.

9. Кислов Е.Б. Знцококгактовые зоны Йоко-Довыренского массива/УКонф. мол. научных сотр. "Геология и геофизика активированных областей Восточной Сибири". Тез. Докл.-Искугсн, 1988.-С.21-22.

10. Кислов Е.В., Конников Э.Г., Загузин Г.Н. Хромистый

■ титанфлогопит из ультраоснсвных пород Йоко-Довыренского расслоенного массива (Северное Прибайкалье)//Геология и геофизика. 1983. -И. -С.126-128.

11. Кислов Е.Б., Посохов В.$., Еалагин В.Л. Изотопы стронция и кислорода - показатели коровой конгаминации Йоко-Довыренского массива/Д1У семинар "Геохимия и физико-химическая петрология магматизма". Тез. докл.-'.!., 1988.-с.139.

12. Кислов 5.В., Халганов Э.Р. Математическое моделирование кристаллизации Йоко-Довыренского массива// Там ке.-с.32

13. 1£ислов Е.В., Хатганов Э.Р. Моделирование формирования Йоко-Довыренского массива по программе "Кристаллизация"// П Всес. совещание "Физико-химическое моделирование в геохимии и петрологии на ЭВ$". Тез. докл. ч.П.-Иркутек, 1938.-

С. 48-49.

14. Конников Э.Г., Качаровская Л.Н., Кислов Е.В. и др. Контактовое' взаимодействие в иафит-ультрамафитовых интрузиях и его роль в локализации сульфидного орудекения//Нпкеленос-ность базит-гипербазитовых комплексов Украины, Урала, Сибири и Дальнего Востока.-Апатиты, 1938.-С.42-45.

15. Конников Э.Г., Кислов Е.В., Качаровская Л.Н. Новые данные о петрологии и рудокосности Йоко-Довыренского никеле-носного гигу т о на//Геология и геофизика.-1988.-К.-С.35-4<3.

16. Симакин А.Г., Кислов Е.В. Оце кка динамических условий образования мономинералы-пхх оливиновых адкуъулатов^с приложением к Йоко-Довыренскому касснву//Л Всес. совещание "Физико-химическое моделирование в геохимии и петрологии на ЭШ". Тез. докл. ч.П.-Иркутск, 1988.-С.93-94.

17. Кислов Е.В. Использование геохимической информации и ЭШ для построения модели формирования йоко-Довыренского массива//Корреляция, петрология и рудоносность магкатичес-.

küx и метаморфических комплексов, эндогенные процессы в литосфере (Тезисы к Пятому Восточно-Сибирскому региональному петрографическому совещанию).-Иркутск, 1989.-С.171-172.

18. Кислов Е. В. Петрологические критерии локальной рудо-носности Иоко-Довыренского массива//Гам не.-С.144-145.

19. Кислое Е.В., Конников Э.Г., Посохов В.i. и др. Изотопные свидетельства коровой контаминации в Йоко-Довыренском массиве//Геология и геофизика.-1989. -.'¡¡9. -С. 140-144.

20. Кислов Е.В., фликов A.A., Куликова A.B. Возможность последовательного применения рентгенофлуоресцентного с использован;«!.: СИ и химпко-спектрального методов анализа палладия Е геологических пробах//Минералогия магматических пород и месторождений Забайкалья.-Учан-Удэ: 1989.-С.204-207.

21. Кислов S.B., Меляховецой A.A. Аксикит-кварцевые жилы из диабазов Йоко-Довьгренского массива .(Северное Прибайка-лье)//Г'еология и геофизика.-1389.-I,"5.-С.123-125.

22. Кислов Е.В., Посохов В. Шалагин З.Л. Особенности формирования fioKO-Довыренекого массива в свете данных по изотопии стронция/Двенадцатый Всесоюзный симпозиум по стабильным изотопам в геохимии. -М., 1989.-С. 124-125.

23. Kiolov E.V., Kuiikov A.A., Kuliljova A.3. possibility of successive SRFXA uso along with chemical-spectral ¡net-hods

for palladium analysis in geological оа.ир1ез//Кис1еаг irisftru-ments end ßothoAs in physics research.A.-1939.-v.282 , 172—3--P.6C7-6CS.

24. Кислов Е.В. Силикатные включения в хрогапинелях эн-дококтактовьк дунигов йоко-Довьгренского массява//Геология и геофизика. -1990. -1Я0. -С. 47-50.

25. Кислов Е. В., Буллякэв И. Н. Галогены во флогопите и апатите йоко-Довыренского массива/Дам нее. -1990. -}."4. -С. 68-72.

25. Конников d.r., Кислов Е.В., Трунева ¿i. В. .и др.Поздне-докембрийские габброиды Северного Прибайкалья/Дедь-никеле-коскые габброидные формации складчатых областей Сибири.-Новосибирск: Наука, 1990. -ГЛ.4.-С.35-ПЗ.

27. Кислов S.B. Минеральный состав эцдоконгактовых зон ультрабазитов Иоко-Довыренского массива/Деория минералогии. Тезисы докладов П Бсесовзного совещания. Т.2.-Сыктывкар: 1991. -С. 67-68.

28. Кислов Е.В. Изотопный состав кислорода и водорода -

показатель контактового взаимодействия Йско-Довыренского массива (Северное Йрибайкалье)//Теология и полезные ископаемые Урала. Тезисы докладов XI Уральской конференции молодых геологов и геофизиков 18-20 февраля 1991г.-Свердловск I99I.-C.I7-I8.

29. Кислов Е.В., Ветатейн В.Е., Конников Э.Г. Изотопный состав кислорода и водорода минералов и пород йохо-Довиренс-кого массива (Северное Прибайкалье)//Геолсгия и геофизика. -1991 .;."-5. -С. 88-92. .

30. Кислов Е.В., Конников Э.Г. Контактовые процессы и их роль в локализации сульфидного орудененля Йохо-Довыренс-кого массива/Л^еолого-генетические модели и локальное hjd г-нозирование эндогенного оруденения в Забайкалье.-Новосибирск: I99I. -C. 31-38.

31. Симакин А.Г., Кислов Е.В. Условия формирования ад-кучулатов при композиционной конвекции//Очерки физико-химической петрологии. Вил. 17.-й.:Каука, 1991.-С.28-39.

32. Кислов Е.В., Конников Э.Г. Специфика взаимодействия габброноритового расплава с плагиолеридогита!ки йоко-Довы-ренского массива//Геология и геофизика. -1992. -,'?2. -С. 68-77.

' ■ . v'.....'