Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Эволюция магматизма Дербеке-Нельгехинского интрузивного поперечного ряда

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эволюция магматизма Дербеке-Нельгехинского интрузивного поперечного ряда"

На правах рукописи

РОЕВ Сергей Прокопьевич

ЭВОЛЮЦИЯ МАГМАТИЗМА ДЕРБЕКЕ-НЕЛЬГЕХИНСКОГО ИНТРУЗИВНОГО ПОПЕРЕЧНОГО РЯДА (минералогические аспекты)

04.00.08 - Петрология и вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Якутск -1996

Работа выполнена в Якутском институте геологических наук Якутского научного центра Сибирского отделения Российской Академии наук

Научный руководитель:

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Трунилина Вера Аркадьевна

доктор геолого-минералогических наук Котляр Игорь Николаевич (СевероВосточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН)

Ведущая организация

кандидат геолого-минералогических наук Шевченко Валентина Михайловна (СевероВосточный научно-исследовательский центр минерального сырья)

Горно-геологическое предприятие "Ленское" государственного комитета Республики Саха (Якутии) по геологии и недропользованию

Защита состоится 21 ноября 1996 года на заседании диссертационного совета К.200.27.01 при Северо-Восточном комплексном научно-исследовательском институте по адресу: 685000, Магадан, Портовая 16.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Северо-Восточного комплексного научно-исследовательского института ДВО РАН.

Автореферат разослан" " октября 1996 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, к.г.-м.н.

т №

Н.А.Горячев

Введение

Актуальность проблемы. В позднемезозойскую эпоху территория восточной Якутии явилась ареной широко проявленного, разнообразного по составу магматизма. С разными магматическими комплексами в пространственно-временной и генетической связи сформировались рудные месторождения различных металлов. В связи с этим изучение магматических пород с целью разработки критериев их классификации и рудоносности продолжает оставаться одной из актуальных задач в изучении геологии региона. Между тем, существующие многочисленные классификации магматитов, нередко противоречивые, в большинстве своем основаны на петрохимических особенностях пород, тогда как изучению состава и строения слагающих их породообразующих и акцессорных минералов, несущих богатейшую генетическую информацию, в силу разных причин всё ещё уделяется недостаточно внимания.

Работа посвящена изучению Дербеке-Нелыехинского рудно-магма-тического ряда, в котором локализованы крупные комплексные месторождения Бп, УУ, с сопутствующим РЬ, Zn, Аи оруденением, пространственно-генетически связанные с разнообразными по составу гранитои-дами. Ряд локализован во внутренних районах Верхоянской континентальной окраины в раздвиговой зоне, поперечной к направлению основных складчатых структур, и представляет собой классический пример широко известных в литературе "поперечных рядов" региона. Четкая классификация магматических образований приобретает особое значение также в связи с обилием здесь даек широко варьирующего состава, часть которых во времени и пространстве тесно перемежается с рудами.

Общие особенности магматических пород ряда описаны в монографии Трунилиной В.А., Роева С.П., Орлова-Ю.С. "Гранитоиды и связь с ними касситерит-сульфидного оруденения" (1985). Для выяснения условий образования магматических пород, уточнения их формационной принадлежности и генезиса в дальнейшем потребовалось детальное изучение породообразующих и типоморфных акцессорных минералов (ранее использовались в основном их единичные химические анализы). Присутствие в породах различных генераций одного минерала, наличие многочисленных микровключений рудных и акцессорных минералов в породообразующих накладывает определённые ограничения на исполь-

зование химических анализов и не позволяет достаточно надежно рассчитывать петрологические параметры при эволюции конкретных объемов кристаллизующегося расплава.

Цель работы. Целью работы являлось детальное изучение минералогии магматических образований ряда, обусловленное необходимостью их четкой классификации для правильной ориентировки поисковых работ; выявление особенностей эволюции флюидного режима при становлении рудоносных магматических пород для использования их при дальнейшей разработке петрологических критериев рудоносно-сти магматических систем различного типа.

Научная новизна работы.

1) Впервые для магматических пород района проведено детальное комплексное изучение состава и зональности породообразующих и ти-поморфных акцессорных минералов, позволяющее судить об изменении условий кристаллизации магматического расплава на разных стадиях его эволюции.

2) На основе детального изучения породообразующих и акцессорных минералов уточнена классификация магматических пород ряда.

3) Оценены Р - Т-условия формирования магматических пород.

4) Оценены основные параметры флюидного режима образования магматических пород на основе расчетов по составу воду- и галоген-содержащих минералов и газовых вытяжек кварцев.

Практическое значение. Уточнение классификации магматических пород района имеет важное значение для целенаправленной постановки геолого-поисковых работ в связи с различной рудоносностью производных разных формаций и групп пород, образующихся в разных геоструктурных и фациально-стратиграфических условиях. Установленные типоморфные особенности магматитов различных формаций могут быть использованы в процессе геологической съемки и при разработке петрологических критериев рудоносности.

Основные положения работы.

1) На основе типоморфных особенностей породообразующих и акцессорных минералов уточнена формационная принадлежность магма-

тических пород Дербеке-Нелыехинского ряда. Подтверждено выделение диорит-гранодиорит-гранитной формации как главной магматической формации поперечных рядов региона. Впервые обосновано выделение догранитоидной диабазовой формации.

2) Магматизм района начинался с внедрения маловодных мантийных магм основного состава. Затем очаги магмогенерации перемещались в нижние горизонты коры, где формировались гранитоидные магмы повышенной основности (гранитоиды 1-типа). На заключительном этапе развития магматизма в глубинных очагах генерировались основные магмы повышенной щелочности.

3) В процессе эволюции магматитов района фугитивность кислорода снижалась от мантийных к коровым производным, а при эволюции последних - с ростом кремнекислотности расплава. Рудную специфику района определяли высокая активность воды и галогенов при становлении диорит-гранодиорит-гранитной формации. Наиболее благоприятные условия для отделения рудоносных растворов создавались в нижних горизонтах магматических очагов.

Фактический материал и методика исследования. В работе обобщены результаты многолетних работ автора по изучению магматизма Дербеке-Нельгехинского ряда (1973-1990 г.г.) з составе лаборатории геологии и геохимии рудных месторождений и лаборатории рудогенерирующих магматических систем Якутского института геологических наук СО РАН. Изучался весь спектр магматитов - от крупных плутонов до малых интрузий и даек, с вариациями их составов от лейкогранитов до керсантитов и диабазовых порфиритов.

В основу работы положено детальное изучение состава и зональности породообразующих и типоморфных акцессорных минералов. Проведен рентгено-спектральный (микрозондовый) анализ составоз полевых шпатов (более 1000 определений), биотитов (140), пироксенов (40), апатитов (220), цирконов (200), ильменитов (80), гранатов (40). Полный силикатый анализ выполнен для 83 монофракций биотитов, 38 -пироксенов и амфиболов. Изучено более 1000 прозрачных и 50 прозрачно-полированных шлифов. Определено структурное состояние ка-лишпатов (9 проб). В 6 пробах кварца изучен состав первичных газово-жидких включений методом газовой хроматографии. Использовано более 200 полных химических анализов пород на 18 компонентов, из них более трети - из материалов автора.

Другой особенностью работы является оригинальный методический подход. Традиционные методы (петрохимическии, петрографический) в хорошо изученных районах дальнейшего углубления знаний не обеспечивают и требуется применение новых методов, принципиально новой аппаратуры. Использование рентгено-спектрального метода являлось значительным шагом вперед, но этот метод чаще применяется для изучения обломков минералов в искусственных запрессовках, что заранее обрекает исследователей на потерю части информации. Автором1 изучение состава минералов проведено в основном в полированных пластинках при предварительном детальном исследовании последних под микроскопом. Это позволяет определить генерации, парагенетические ассоциации конкретных минералов, оценить глубину среза исследуемого зерна, а для акцессориев также установить минерал - хозяин. Далее намечались наиболее характерные профили через изучаемые зёрна.

Исследования минералов на микрозонде проводились преимущественно в режиме проходящего света. Кроме определения состава в точках по профилям, его вариации постоянно оценивались по интенсивности характеристического излучения. Для минералов с гидроксильной группой определялись содержания галогенов по профилям, что позволило оценить изменение флюидного режима и Р - Т-условий образования на всем протяжении процесса кристаллизации.

В работе использован, главным образом, оригинальный авторский материал. Рентгено-спектральные анализы выполнены в лаборатории рентгено-спектральных методов анализа Института преимущественно автором, в большинстве случаев по программам, созданным при участии автора. Остальные анализы проведены в лаборатории химических анализов Якутского Института геологических наук СО РАН.

Публикации и апробация работы. По

теме диссертации опубликованы 10 статей, монография "Гранитоиды и связь с ними каоситерит-сульфидного оруденения" (1985, соавторы Трунилина В.А. и Орлов Ю.С.) и два рукописных отчета: "Оруденение и магматизм Дербеке-Нельгехинской и юго-западной части Сан-Юряхской рудных зон и некоторые вопросы их связи" (1980 г.) и "Новые данные о связи магматизма и оруденения в Дербеке-Нельгехинском рудном районе" (1984 г.).

Результаты исследований автора докладывались на втором петрографическом совещании по магматизму и металлогении Северо-Востока

Азии (Магадан, 1980); на двух республиканских научно-практических конференциях в г.Якутске 1980 и 1983 годах, на трех конференциях молодых научных сотрудников по геологии и геофизике в г.Иркутске в 1980, 1981, 1982 годах, на Всесоюзном совещании по петрологии в г.Миассе (апрель 1984 года).

Объем работ ы. Диссертация выполнена в Якутском Институте геологических наук ЯНЦ СО РАН и представлена в виде рукописи объёмом 315 страниц, состоящей из 6 глав, Введения и Заключения. Она содержит 56 рисунков, 70 таблиц и список литературы из 93 наименований.

В процессе своей работы автор пользовался советами и консультациями своего руководителя - д.г.-м.н. В.А. Трунилиной, а также сотрудников Института - к.г.-м.н. А.Г. Бахарева, к.г.-м.н. A.A. Сурнина, к.г.-м.н. Я.В. Яковлева, к.г.-м.н. А.И. Холмогорова и других, за что автор выражает им глубокую благодарность.

Геологическое строение района

Исследуемый район расположен в междуречье рек Дербеке и Нель-гесе, крупных левых притоков реки Адычи. Он входит в состав Адычан-ского брахиантиклинория Яно-Индигирской синклинальной зоны Верхоя-но-Колымских мезозоид. Согласно концепции плитной тектоники (Парфенов, 1984) магматизм и металлогения мезозоид определяются столкновением Верхоянской пассивной континентальной окраины и Алазейской островной дуги, устанавливаемой на месте ранее постулируемого Колымского массива. В процессе коллизии непосредственно в зоне скучивания формировались протяженные "продольные" пояса крупных гранитоидных массивов, а на удалении от неё - во внутренних районах мезозоид - "поперечные" ряды небольших трещинных и штоко-образных массивов. Генезис магматических образований поперечных рядов и их формационная принадлежность на протяжении десятилетий являются предметом дискуссий, что в значительной мере обусловлено широкими вариациями их состава и ассоциацией с ними разнообразного комплексного оруденения (Sn, W, Au, Pb).

При разделении интрузивных образований Дербеке-Нельгехинского ряда использована классификация В.А.Трунилиной и др., 1985, с дальнейшей детализацией автора. Расчленение магматитов проведено по

вещественному составу пород, их структурным и текстурным особенностям, прямым взаимоотношениям (пересечения, контактовый метаморфизм, наличие ксенолитов более ранних пород), петро- и геохимическим критериям, но главным образом, по особенностям минерального состава и типоморфизма породообразующих и акцессорных минералов.

В процессе проведения настоящих исследований была установлена группа даек, ранее относимых к диорит-гранодиорит-гранитной формации, резко отличающихся от её производных по типоморфизму минералов (оливин-пироксен-амфибол-биотитовый парагенезис, присутствие акцессорной шпинели, битовнитовый состав плагиоклаза, интенсивная графитизация), что позволило автору выделить их в самостоятельную, догранитную, диабазовую (по Ю.А. Кузнецову, 1964) формацию J3 возраста.

Диорит-гоанодиорит-гранитная формация имеет многофазное развитие, представлена производными 5 фаз магматической деятельности Ыз-К, возраста):

-I фаза - дайки диоритовых порфиритов;

- II фаза - гранитоидные массивы и их дайки-апофизы с составом от кварцевых диоритов до лейкогранитов при преобладании гранитов и гранодиоритов, среди которых по условиям становления выделено три группы, в зависимости от степени "открытости" магматической системы;

- Ill фаза - дайки и мелкие штоки калиевых лейкогранитов, аплитов, пегматитов;

- IV фаза - единичные дайки альбитовых аляскитов и плагиограни-тов (обычно маломощные, интенсивно измененные - в данной работе не рассматриваются);

- V фаза — дайки диорит - лампрофиров и лампрофиров диоритового ряда. .

Позднемеловая габбоо-монионит-сиенитовая формация представлена дайками монцодиоритового, лампрофирового, камптонитового состава, и небольшим штоком монцонит-сиенитового состава в пределах Сордонгского узла.

Типоморфные особенности, зональность полевых шпатов магматических образований района

Полевые шпаты, являясь сквозными породообразующими минералами, представляют удобный объект для сравнительного изучения (на основе их состава и структурных особенностей) условий зарождения.

перемещения и кристаллизации исходных магм. Наряду с традиционными оптическими методами их изучения, автором выполнено определение их состава на рентгеновском микроанализаторе "Camebax-micro" в 1085 точках. Замеры проводились через 0,05 мм, реже - в зернах крупных размеров - через 0,10 мм. Просканировано 33 кристалла плагиоклаза и калишпата из главных разновидностей пород.

В результате изучения выявлено следующее (рис. 1):

Дайки диабазовых порфиритов резко обособляются от остальных магматических пород ряда по основности плагиоклаза, доходящей до битовнита N 84, низкому значению ортоклазовой составляющей в плагиоклазе и сопоставляются по этим параметрам с производными габбро-диоритовой (или андезитовой) формации по Ю.А. Кузнецову (1964) (по особенностям химического и минерального состава формация ближе к диабазовой). Плагиоклаз имеет осциллярную зональность без следов коррозии и растворения, обусловленную (Шкодзинский, 1985) сменой режимов декомпрессионно-диссипативного плавления в результате быстрого подъёма магмы на этапе кристаллизации и остывания при замедлении подъёма или остановке.

Часть догранитоидных даек содержит плагиоклазы преимущественно андезинового состава, близких таковым гранитоидных массивов, что указывает на их генетическое родство. Зёрна многозональные, с оплавленными ядрами, имеющими несколько более кислый состав, по сравнению с нарастающей идиоморфной зоной. Преобладает неконтрастная обратная осциллярная зональность (2-4 ритма) с вариациями в пределах андезина при незначительной разнице в составе соседних зон и ритмов. Намечается возрастание основности к периферии зёрен, что говорит о возможном разогреве на уровне становления. Разница в составе центральных зон разных зерен указывает на разновременный характер их кристаллизации и на возможное присутствие реститовых плагиоклазов субстрата (оплавленные зерна).

Для гранитоидных массивов характерны плагиоклазы преимущественно андезинового состава с осциллярной зональностью и количеством ритмов до 5, иногда с образованием олигоклазовой каймы по периферии. Встречаются оплавленные более кислые (вероятно, реститовые) ядра, особенно характерные для гранитоидов массивов 3 группы.

Плагиоклазы пород III фазы по составу и строению близки плагиоклазу периферийных зон гранитоидов массивов 1 группы - с понижением основности и содержаний ортоклазового минала к периферии.

03

1 2

h. и-о,93Аш-»4

0,30мм—N4! I

N Р1

Рис. 1. Характер зональности в кристаллах плагиоклаза из магматически* образований Дербеке-Нельгехинского ряда:

1 - в порфировом выделении из дайки диабазовых порфиритов диабазовой формации;

2 - в зерне из гранитоидов Безымянного массива диорит-гранодиорит-гранитной формации;

3 • в плагиоклазе из невадитоеого гранодяорита Бургочанского массива 2 группы;

4 - во фрагменте обломка зерна плагиоклаза из эруптивной брекчии субвупкана Дъяпчан 3 группы;

5 - в срастании кристаллов плагиоклаза из диоритовых порфиритов Галечного штока, относимого к V фазе;

6 - в срастании зерен полевых шпатов из штока монцодиоритов участка Сордонг габбро-монцонит-сиенитоэой формации;

7 -в порфировом быдепънни плагиоклаза из перса нтитовой оторочки дайки сложного строения.

3

Дайки среднего и основного состава V фазы, рассекающие грани-тоиды, имеют, преимущественно андезиновый состав плагиоклаза, по химизму и зональности близкого к таковому гранитоидов. Это является одним из критериев их отнесения к диорит-гранодиорит-гранитной формации. Здесь наряду с глубинными многозональными (осциллярная зональность с 2-4 ритмами, обычно с заметным понижением основности на периферии), присутствуют зерна меньших размеров, начавшие расти на более высоких горизонтах и имеющие простую прямую зональность.

Плагиоклаз производных габбро-монцонит-сиенитовой формации представлен Лабрадором NN 60-69 с простой прямой зональностью. Калишпат отличается от калишпатов всех остальных магматитов района очень высоким содержанием альбитовой составляющей. По-видимому, расплав имел высокую температуру и был перемещен в область полной раскристаллизации без остановок в промежуточных очагах.

При рассмотрении пар сосуществующих салических минералов температуры их кристаллизации рассчитываются по соотношению в них альбитовой составляющей. Л.Л. Перчуком (1973) и И.С. Стормером (1975) были предложены диаграммы, в которых учитывается и давление. Полученные по ним температуры калишпат-плагиоклазового равновесия отражают в рассматриваемых породах в основном позднемагма-тический этап кристаллизации.

Химический состав, зональность темноцветных минералов

Темноцветные минералы в магматических породах ряда представлены преимущественно биотитом, в меньшей мере амфиболом. Частота встречаемости последнего возрастает в дайковых образованиях среднего, основного состава, изредка отмечается клинопироксен и спорадически - ортопироксен. Химизм темноцветных минералов используется для оценки физико-химических условий кристаллизации магматитов. Особенно благоприятен для этих целей биотит в связи с присутствием в его составе элементов переменной валентности и широко проявленным изоморфизмом, что позволяет оценивать режим кислотности - щелочности, парциального давления кислорода и температуры (рис. 2).

В ранней диабазовой формации биотиты представлены тонкочешуйчатыми агрегатами, слагающими псевдоморфозы по пироксенам и амфиболу. Они характеризуются низкой железистостостью (40-45%) и ти-

Рис.2. Распределение компонентов (ТЮ2, Г С1, Я) по профилям в биотитах из различных магматических пород Дербеке-Нельгехинского ряда:

1 - в порфировом выделении биотита из дайки диоритовых порфиритов I фазы диорит-грзнодиорит-гранитной формации;

2 - в зерне биотита из гранитоидов Безымянного массива 1 группы II фазы;

3 ■ в зерне биотита из гранитоидов Бургочанского массива 2 группы;

4 • в зерне биотита из эруптивных брекчий Дъялчаиского массива 3 группы;

5 - в порфировом выделении биотита из дайки диоритовых порфиритов V фазы (шток Галечный);

6 - во вкрапленнике биотита из дайки керсантитов участка Сордонг габбро-монцонит-сиентовой формации.

танистостью - 1,4-2,5%, умеренными величинами глиноземистости (18-20%) и содержаний галогенов - 0,5% Р и 0,4% С1. По соотношению железистости и содержаний фтора соответствуют биотитам производных мантийных магм (по Бушлякову, Холоднову, 1986).

Для большинства производные диорит-гранодиорит-гранитной формации величина железистости биотитов значительно выше. Зональность раннемагматических биотитов из даек диоритовых порфиритов слабо ритмичная, с колебаниями железистости от 55 до 57% с тенденцией её повышения к периферии. Такую зональность можно трактовать как нормальный ход кристаллизации при сохранении близкой температуры образования. Краевые части вкрапленников биотита и его тонкие чешуйки в основной массе менее железистые и умеренно глиноземистые (соответственно, 53-55 и 19-21 %), что говорит о некотором повышении температуры расплава при сбросе флюидной фазы в малоглубинных условиях (Кадик, 1978). Характерен высокий ровный фон хлора (1-1,1%), вероятно отражающий обогащенность им материнского расплава, и дискретные (0,1-1,2%) содержания фтора с высокими концентрациями в центральных и периферийных зонах, и резкой обедненности им биотита основной массы. По-видимому, сброс фтора несколько запаздывал по отношению к таковому - хлора.

Биотиты гранитоидов массивов 1 группы имеют более высокую же-лезистость и глиноземистость, сравнительно низкие (0,24-0,35%) содержания хлора при дискретных (0-1,34%) - фтора. От ранней к поздней его генерации происходит рост железистости, глиноземистости и средней концентрации фтора (соответственно от 59-63 до 68-70%, от 19-21 до 22-23%, от 0,59 до 0,69%), что присуще стабильным, длительно развивавшимся в относительно закрытых условиях магматическим системам.

Раннемагматические биотиты гранитоидов массивов 2 группы обладают заметно более низкой железистостью при очень контрастной зональности с максимумом в центре и дальнейшим снижением на периферии с пределами колебаний от 33 до 50%, что обусловлено разогревом расплава на уровне становления.

Преобладающий здесь позднемагматический биотит также обнаруживает пониженную железистость (53-54%) и глиноземистость (19%), по сравнению с аналогичной генерацией в гранитоидах 1 группы. Более высокие содержания галогенов (в среднем 0,57% С1 и 0,95% Р) скорее

всего связаны с исследованием в основном биотитов гранитоидов эндо-контактовых фаций.

Биотит пород субвулканической фации массивов 3 группы характеризуется четкой зональностью с понижением железистОсти к периферии (от 55 до 38%) и содержаний воды и галогенов (от 5,5 до 3,6% воды, от 1,32 до 0,85% F и от 0,64 до 0,5% CI), обусловленным резким сбросом летучих при падении давления. Биотит основной массы более железистый (52-53,5%), но обеднен водой и галогенами (в среднем 2,3% воды, 0,41% F, 0,5% CI).

Биотит лейкократовых гранитов III фазы близок по составу поздне-магматическому биотиту массивов 1 группы: железистость 59-70%, глиноземистость 20-23%, обеднены хлором (среднее 0,27%) и несколько обогащены фтором (0,72%). Однако эти параметры не приближаются к таковым гранитоидов региона, с которыми ассоциируют касситерит-кварцевые месторождения (Трунилина, 1992).

Биотиты пород даек V фазы характеризуются средними величинами железистости (44-54%), близкими таковой для гранитоидов формации при средних значениях ее колебаний по профилям. В средних и периферийных зонах происходит её повышение, фиксирующее спокойную кристаллизацию в условиях снижения температур. Эта закономерность иногда нарушается в мелкозернистых порфировых разностях, где отмечен незначительный рост магнезиальности в краевой оторочке зерен. Концентрация фтора умеренная (в среднем 0,68%), при повышенной -хлора (0,6-0,8%). Содержание воды отчетливо возрастает в периферийных зонах (в среднем от 2 до 4%).

В целом, концентрация галогенов в биотитах изученных гранитоидов гораздо выше приводимой H.H. Бушляковым и В.В. Холодновым (1986) для гранитоидов Урала, Казахстана и Забайкалья по F примерно в 2 раза, по CI - примерно на порядок.

На диаграмме железистость - содержание фтора точки составов биотитов пород диорит-гранодиорит-гранитной формации попадают преимущественно в поле коровых производных (I поле), для которых характерны средняя фтористость и средняя величина железистости.

Биотиты производных габбро-монцонит-сиенитовой формации отличаются широкими вариациями железистости (28-52%) при низкой и умеренной глиноземистости (16-20%), высокой титанистостью (5-7%) и фтористостью (до 2,1%), при низких концентрациях хлора (0,1-0,4%).

В биотите основной массы порфировых разностей железистость часто очень низкая (22%), что можно связать с разогревом расплава на уровне становления.

Точки составов биотитов этой формации на упомянутой выше диаграмме располагаются в поле биотитов мантийных производных. Несколько выше (но также в нижней части диаграммы) располагаются составы биотитов диабазовой формации. На мантийный генезис этих пород указывает и их положение преимущественно в нижней части диаграммы вариаций составов слюд С.А. Корекбаума (1987) . Точки составов биотитов пород диорит-гранодиорит-гранитной формации расположены над ними и образуют вытянутое субвертикальное поле вдоль оси Б, что, по С.А. Коренбауму, характерно для гранитоидных формаций глубокого заложения (низы коры или граница её с мантией). На длительность эволюции этой формации с возможным перемещением очага плавления в более высокие горизонты сиаля указывает вытянутость поля составов слюд.

В том же направлении снижается средняя температура кристаллизации биотитов пород: 1000-800°С - для габбро-монцонит-сиенитовой формации, 850-700°С (1000-700°С) - для позднемагматической генерации диабазовой формации, и в интервале от 900 до 600°С (900-550°С) — для диорит-гранодиорит-гранитной формации (в скобках величины по данным химического анализа). .

Акцессорные минералы

Апатит является одним из наиболее распространенных акцессорных минералов магматических пород. Его особенности описываются в ряде работ В.В. Ляховича (1968, 1972), М.Г. Руб (1977) и других с точки зрения традиционных методов: изучения морфологии, цвета, размеров, распределения редкоземельных элементов и элементов-примесей. Исследования последних лет (Бгогтег, Сагпгпсае!, 1971; Бушляков, Холоднов, 1986) показали, что исходя из типохимизма апатитов, главным образом на основе распределения ОН, Я и С1 в его гид-роксильной группе, можно говорить о происхождении, фациальной и формационной принадлежности, условиях кристаллизации несущих их магматических пород и их эволюции.

Автором с этой целью изучены вариации составов апатитов магма-титов района, включенных в различные минералы (плагиоклаз, биотит,

амфибол) и входящих в состав поздних кварц-апатитовых сростков, а также апатитов основной массы порфировых разностей. Изучение проводилось в прозрачно-полированных пластинках. Определены вариации составов на 12 компонентов в 226 точках наблюдения. Для каждой разновидности пород исследовалось по несколько зерен, часть пород охарактеризована апатитами, извлеченными из их протолочек.

Состав апатитов пород диабазовой формации промежуточный между Я- и С1-апатитом и отличается высокими концентрациями Р205 (в среднем 41,4%) и ВаО (до 1,3%) при низких суммарных содержаниях редких земель (0,22%). То есть, отвечает высокотемпературной модификации, кристаллизовавшейся из относительно маловодных основных магм.

Апатиты диоритовых порфиритов I фазы диорит-гранодиорит-гранитной формации, напротив, обеднены Р206 и Ва (соответственно, 39% и 0-0,15%) и обогащены (до 2,5%) - редкими землями при ведущей роли иттрия. Они обладают максимальными концентрациями хлора (до 3,8%) и широко варьирующими (0-4%) - фтора. При этом концентрации хлора и иттрия возрастают, а фтора - снижаются к концу процесса кристаллизации. То есть, апатиты этих пород представлены высокотемпературной модификацией и кристаллизовались из обогащенного хлором расплава. Причем эти условия сохраняются на всем протяжении образования апатитов - от ранне- до позднемагматических генераций. Их высокая хлористость говорит, кроме того, о достаточно быстрой кристаллизации содержащих их даек. Значительно дифференцированы они по содержанию гидроксил-апатита и фтор-апатита.

Апатиты гранитоидов II фазы характеризуются более низкими содержаниями хлора (0,09-0,7%). Наиболее богаты фтором (3,36%) апатиты гранитоидов апикальной зоны массивов 2 группы, а в эродированных участках массивов - апатиты Безымянного массива 1 группы (2,84%). Для последних характерны и минимальные содержания хлора (0,09-0,19%), максимальные - У203 (0,65%), и широкие вариации по содержанию миналов фтор-, гидроксил-апатита (при изменении последнего от О до 52,5%). Все эти признаки присущи апатитам стабильных, длительно развивающихся в относительно закрытых условиях гранитных систем.

Раннемагматические апатиты субвулканической фации массивов 3 группы обогащены хлором (до 0,97%), а позднемагматические (мелкие

зерна основной массы) - резко обеднены им (до 0,15%) при сохранении близких концентраций <ртора , что согласуется с интенсивным отделением газовой фазы на уровне становления массивов.

Апатиты лейкогранитов III фазы близки таковым гранитов главной фации массивов 1 группы. Хлор в них не обнаружен, концентрации фтора средние (2,1-2,3%), а марганца - максимальны для апатитов пород интрузивного ряда (до 0,5% МпО), что указывает на их низкотемпературный характер (Бахарев и др., 1990).

Апатиты диорит-лампрофиров V фазы отличаются максимальным суммарным содержанием редких земель (до 0,8%) при ведущей роли Се и La. Концентрации фтора и хлора - повышенные (в среднем, 2,6 и 0,4% соответственно) с закономерным ростом первого и снижением -второго в процессе кристаллизации.

Апатит из лампрофиров габбро-монцонит-сиенитовой формации наиболее богат фтором (до 4,1%), стабильно высокие содержания которого сохранялись на всем протяжении процесса кристаллизации. От апатитов гранитоидов отличается также максимальными количествами Р205 (41,2-41,8%), что указывает на обогащенность им исходного расплава. В то же время они бедны хлором (0,23-0,29%), МпО (0,060,08%), Се203 (0,04-0,07%) и La203 (0,02-0,05%). По данным H.H. Бушлякова и В.В. Холоднова (1986), такой состав апатитов характерен для производных глубинных магм, генерировавшихся в верхних зонах внешней мантии, либо для поздних латитовых производных мантийно-коровых андезитовых магм.

На тройной диаграмме F-ap, ОН-ар, Cl-ap точки составов апатитов закономерно смещаются от вершины CI в процессе эволюции магматизма от производных ранней формации (и ранней фазы диорит-гранодиорит-гранитной формации) ко все более поздним фазам и формациям, что отражает общую эволюцию состава материнских расплавов (или смену составов трансмагматических флюидов) и обнаруживают большие флуктуации по содержанию миналов ОН-апатита и F-апатита.

Таким образом, типоморфные особенности апатитов подтверждают предлагаемое классификационное разделение магматических пород района, и определяют возможность связи количества и характера галогенов с условиями их формирования.

Сопоставление с литературными данными для апатитов гранитоид-ных систем позволяет говорить о начале образования апатитов в них из

маловодных расплавов. Лишь к концу процесса кристаллизации полнокристаллических разностей и на ранних-средних этапах кристаллизации субвулканических - расплав был относительно водонасыщенным (вновь теряя воду в последних на конечном этапе). Из наиболее обводнённого расплава образовались апатиты Безымянного массива 1 группы, что полностью согласуется с петрографическими наблюдениями и выводами, сделанными на основе изучения составов породообразующих минералов.

Циркон •; как и апатит, является сквозным акцессорным минералом магматических пород района.

В последнее время возросло значение непосредственного изучения его состава с применением рентгеноспектральных методов исследования конкретных зерен. Одним из типогеохимических элементов состава является гафний. Поданным В.В. Ляховича (1968), его содержание возрастает в гомодромных сериях от основных к кислым породам, что связывается с накоплением в процессе дифференциации расплава. В породах изученного ряда эта закономерность не выдерживается. Количество НЮ2 очень слабо варьирует в цирконах производных диорит-гранодио-рит-гранитной формации (1,27-1,37%), в породах габбро-монцонит-сие-нитовой формации содержание НГО2 несколько выше - 1,44%.

Отношение 2г02/НЮ2 в производных диорит-гранодиорит-гранитной формации отвечает диоритовым, что свидетельствует о их генетической связи с андезитоидной магмой. Габбровые (по В.В. Ляховичу, 1973) величины (70-90) достигаются лишь в единичных зернах из ранних диабазов, а для цирконов пород габбро-монцонит-сиенитовой формации они аномально низкие (в среднем 46,9%), что отвечает средним и конечным этапам кристаллизации включающего их биотита. При рассмотрении поведения элементов по площади конкретных зерен от центра к периферии в большинстве случаев наблюдается постепенный рост содержаний НГО2 (обратная картина - для отношения ггОг/НЮ2).

Состав граната отражает происхождение магм и глубину зарождения расплавов. Так как он присутствует в небольших количествах, то изучался по протолочкам пород.

В ранних диабазах зерна граната встречаются спорадически и представлены только пироп-альмандином с 16% пиропового, 5% - спессар-тинового и 6% - гроссулярового минала.

В то же время, он присутствует во всех производных диорит-грано-диорит-гранитной формации и представлен в них двумя генерациями. Первая имеет состав пироп-альмандина с 16-20% пиропового и 3-7% -гроссулярового минала. Она образовалась в глубинных условиях при давлении до 12 кбар и температуре до 1000°С. По содержанию пиропового минала в этой генерации можно сделать вывод о зарождении магм, сформировавших породы диорит-гранодиорит-гранитной формации в низах коры, что характерно для магматических систем, продуцирующих касситерит-сульфидное оруденение (Руб и др., 1977; Трунили-на, 1992). Вторая генерация имеет спессартин-альмандиновый состав с 10-25% спессартинового, 1-3% - пиропового и до 7% - гроссулярового миналов. Параметры состава отвечают давлению 1-3 кбар и температуре 510-780°С, то есть средним и поздним этапам кристаллизации расплава. Обычно с магматическими породами, содержащими только альмандин и спессартин-альмандин, ассоциирует касситерит-кварцевое оруденение.

В породах габбро-монцонит-сиенитовой формации гранаты не встречены.

Ильменит является наиболее широко распространенным акцессорным минералом магматических пород района, тогда как магнетит встречается спорадически, что Г.Б. Ферштатер и Н.С. Бородина (1973) объясняют развитием высокожелезистых силикатов.

В ходе изучения выявлены собственно ильменит, Мд-ильменит или пикроильменит, а также новый минерал, близкий ильмениту по физическим свойствам, но по составу отвечающий "П-Ре-Мп силикату. Проанализировано 68 зерен ильменитов, 13 - пикроильменитов и 5 - силикатов "П-Ре-Мп.

Ильмениты пород ранней диабазовой формации обладают максимальными количествами ТЮ2 (среднее - 54,9%) и низкими - МпО (2%) и МдО (0,05%).

Ильмениты пород диорит-гранодиорит-гранитной формации, в целом имеют промежуточный между таковым для производных сиаличе-ских и трахиандезитовых магм состав. Присутствие в ряде объектов пикроильменитов, вероятно, обусловлено их реститовой природой (ксенолиты основных метавулканитов). В ильменитах пород формации отмечается рост содержаний РеО от ранней к поздней фазе, в дайках

среднего и основного состава I и V фаз в нём фиксируются высокие содержания Сг203.

Поздняя габбро-монцонит-сиенитовая формация характеризуется ильменитами с низкими величинами ТЮ2 (51,4%), реО (41,5%) и высокими Сг203 (до 1,6%) и Ре203 (0,85%).

Минерало го -геохимические аспекты формирования магматических пород

Таким образом., начальные проявления магматизма в пределах Дер-беке-Нелыехинского междуречья представлены единичными дайками диабазовых порфиритов. Специфичными минеральными особенностями пород являются: основной (№№ 78-84) характер плагиоклаза с неконтрастной ритмичной зональностью; присутствие магматических оливина и пироксена; низкой марганцовистостью ильменита. Биотит образуется в поздне- или постмагматический этап и обладает средними величинами железистости при умеренных концентрациях галогенов.

В целом, по типоморфным особенностям минералов диабазовые дайки резко отличаются от следующих за ними ранних производных диорит-гранодиорит-гранитной формации диоритового состава и на этом основании выделены в самостоятельную диабазовую формацию. То есть, подтверждается общая закономерность развития мезозойского магматизма региона, во всех структурах начинающегося внедрением производных глубинных магм основного состава.

Разногласия по поводу объема главной для поперечных рядов диорит-гранодиорит-гранитной формации продолжаются и в настоящее время. Это касается прежде всего отнесения к ней пород ранней фазы диоритового и поздней - диорит-лампрофирового состава. Установленное в более ранних работах при участии автора (Трунилина, Роев, Орлов, 1981, 1985) на основе петро-, геохимических данных генетическое единство всех этих пород, нашло убедительное подтверждение в результате проведенных автором детальных минералогических исследований.

Магматиты главной формации района характеризуются преимущественно андезиновым характером плагиоклаза и его осциллярной зональностью (до 5 ритмов) как в породах гранитного, так и в породах диоритового состава; с закономерным увеличением концентрации фтора, снижением - хлора в апатитах от ранних к поздним производным; высокими содержаниями гаффния в акцессорных цирконах с преоблада-

нием диоритовых значений 1г02/НЮ2, что указывает на повышенную температуру и основность материнского расплава; практически полным отсутствием магнетита; повышенными (особенно в породах даек первой и заключительной фаз) концентрациями хрома; присутствием во всех разновидностях (кроме лейкогранитов) двух генераций граната. Для их биотитов характерна повышенная железистость, варьирующая в разных объектах в зависимости от условий их кристаллизации, объема и скорости затвердевания расплава. Максимальна она для гранитоидов наиболее крупного Безымянного массива, заметно ниже - для биотитов мелких штокообразных и трещинных массивов и даек, локализованных в зонах сопряжения крупных тектонических нарушений.

Таким образом, генетическое родство рассматриваемых пород и справедливость их отнесения к единой формации находит выражение в общности и закономерной эволюции составов важнейших породообразующих и акцессорных минералов.

Производные габбро-монцонит-сиенитовой формации отличаются лабрадоровым составом плагиоклаза, обладающего простой прямой зональностью; повышенным (около 27% в среднем) содержанием альби-тового минала в калишпате; высокой титанистостью (до 7% ТЮ2), максимальной магнезиальностью и хромистостью биотита; также максимальной для пород ряда концентрацией окисного железа и хрома в ильмените; высокой фтористостью апатита (независимо от минерала-хозяина).

Из сказанного вытекает первое защищаемое положение:

На основе типоморфных особенностей породообразующих и акцессорных минералов уточнено формационное расчленение магматических пород района, подтверждена правомерность выделения диорит-гранодиорит-гранитной формации как ведущей формации поперечных интрузивных рядов региона, впервые обосновано выделение догранито-идной диабазовой формации.

Детальное изучение последовательности формирования и зональности составов главнейших породообразующих и акцессорных минералов позволяет оценить Р - Т параметры формирования магматических пород и их флуктуации в процессе эволюции материнских магм. Следует отметить, что значения рассчитанных параметров не являются абсолютными, но они достаточно надежно отражают особенности условий кристаллизации и их эволюцию (табл.1).

Формация Фаза Типоморфные минералы Температура, (геотермометр, автор) Давление (геобарометр, автор)

Диабазовая OL (f=27%) ОРХ (f=42%) СРХ (f=47%) AMF (f=34%) BT (f= 40-45%, al= 18-20%, F=0,6%, Cl=0,4%) PL (74-80% An) KFSP (7%NaiO) OR (Py=16, Spes=5, Alm=73, Gros=6) AP ( F=l,6%, Cl=I,5%) ZR (Zr/Hf=50) ILM ( Mg0=0,05%, Cri0i=0,14%, Mn0=2,03%) + шпинель 1) Т = 1Ю0°С (по OL , Ваганов, 1976) 2) Т = 1000-С (поОРХ+СРХ, Перчук, 1977) 3) Т = 1000-С ( по мольной доле СаО в СРХ, Перчук, 1977) 1) Р = 12-14 кбар (по химическому составу породы, Перчук, 1982) 2) Р = 6 - 7 кбар (поАЫЪвОРХ, Перчук. 1970) 3) Р = 4 кбар (поАЬОзвАМР НаттегзИот, 1986)

I СРХ (Г=32%) AMF (Г=28-48%) BT ( (=53-56%, >1=20%, F=I,0%, Cl=l.l%) PL ( 32-43% An) GR 1) Py=!7, Spes=5, Alm=7l, Gros~l 21 Py=2. Spes=ll, Alm =86. Cros'l AP (F= 1,4%, Cl=2,0%) ZR (Zr/Hf=5 3) ILM (Mg0=0.10%. Cri0j=0,03%, MnO=S,22%) + ДИСТСН 1) Т = 1049 "С (по мольной доле СаО в СРХ, Перчук, 1977) 2) T = 900-С (по AMF+PL, Spear. 1991) 3) Т = 850 "С (no AMF+BT. Перчук, 1970) 1)Р= 6 кбар (по гранату, Велнкоела-винскнй, 1972) 2) Р = 3 кбар (по АЬОз в л\:т Наттегеиот, 1986)

Диорит --гранодиорит■ - гранитная II BT (f=34-63%,al=l9%, F=0,7%,№0,4%) AMF (f=40-47%) PL (21-45% An) K.FSP (TV.IMajO) GR 1) Py= 15-20, Spes=3-5, AIm=70-74, Gros=6 2) Py=l-2, Spes-3-5, Alm=92-94, Gros=l AP (F=2,5%, Cl=0,4%) Zr ( Zr/Hf = 51 ) ILM ( Mg0=0,10%, Сгг01=0,03%, MnO=2,55%) + пикроильменит, дистен, силлиманит 1) Т=85О-«0°С (no AMF+PL, Spear. 1981) 1) Р= 2- 3кбар (поАЬО)вАМР, Наттетгот. 1986)

III BT (f=59-70%, al= 20-24%, F=0,6%, №0,3%) PL ( 10-28% An) KFSP (9°/. Na:0) GR (Py=2,Spes=10, Alm=88, Gros=0) AP (F=2,5%, Cl=0,01%) 1) Т = 580 - 7000 С (по PL+KFSP, Перчук, 1973)

V AMF (f=40-52%) BT (f=40-53%, »1=18-19%, F=0,7%,CI=0,7»/.) PL (37-57% An) KFSP (5% NaiO) GR 1) Py=19, Spes=3, Alm=75, Gros=3 2) Py= 2. Spes-1, Alm~95, Gros=2 AP (F=2,6%, Cl=0,4%) ZR (Zr/Hf=4S) ILM (MgO=0,11%, Сгз0э=0,17%, Mn0=3.03%) +■ пихроильменит 1) Т = 830 ° С (по AMF+BT, Перчук, 1970) 2) Т = 650°С (по PL+K.FSP, Перчук, 1973) 1) Р = 4 кбар ' (поАЮнАМР, НаттегеЬ-от, 1986)

Габбро - - монцонит- - сиенитовая ОРХ (f=40%) СРХ (1=18%) BT (f=29-52%, al= 18-20%, F=l,0"/o, Cl=0,3%) PL (50-63% An) KFSP <27V„ Na¡O) AP (F=3,6%, Cl=0,3%) ZR (Zr/Hf=47) ILM (Mg0=0,14%, Сгг0]=0,21%, Мл0=4,05%) + хромпикотит 1) Т= 1150°С (по ОРХ+ СРХ, Перчук, 1970) 2) Т= 1150-С (по мольной доле СаО в СРХ, Перчук, 1977) 3) Т = Ю00°С (по AMF+BT, Перчук, 1970) 4) Т = 880° С (по PL+KFSP, Перчук. 1973) 1)Р = 14- 18 кбар (по АЬОз »ОРХ, Перчук, 1970)

Кристаллизация диабазовых порфиритов ранней формации происходила из исходного базальтоидного мантийного, относительно маловодного расплава с остановкой в промежуточной камере в интервале давлений от 12-14 кбар до близповерхностных и температур - от более 1000°С, при постепенным накоплением воды. Характер химизма пород и минералов позволяет отнести эти образования к внутриконтиненталь-ным.

Наиболее сложна эволюция расплава и условий его кристаллизации при образовании многочисленных представителей главной для района -диорит-гранодиорит-гранитной формации.

Для даек диоритовых порфиритов I фазы устанавливается несколько уровней кристаллизации расплава с незначительными перерывами между ними и с сохранением относительно высоких температур на всем протяжении процесса. Состав и соотношение магматических и ксено-генных минералов свидетельствуют о генерации исходных андезитоид-ных магм в нижних горизонтах кристаллической коры.

Породы, слагающие гранитоидные массивы и их дайки-апофизы объединены во вторую фазу диорит-гранодиорит-гранитной формации. Состав их вскрытых горизонтов варьирует от кварцевых диоритов до гранитов вследствие как различной степени эродированности, так и разной глубины протекания процессов внутрикамерной дифференциации расплавов. В целом, по составу минералов пород второй фазы можно говорить о глубоком (низы коры) заложении магматического очага с дальнейшим его разрастанием в более высокие горизонты.

Третья фаза представлена дайками и мелкими штокообразными телами лейкократовых гранитов, аплитов и пегматитов, пользуется значительным развитием преимущественно в массивах первой группы, кристаллизация которых на уровне становления проходила в относительно закрытых условиях, способствовавших глубокой дифференциации расплава.

Последовательность минералообразования в диорит-лампрофирах и лампрофирах V фазы говорит о формировании их из относительно низкотемпературного расплава, богатого водой и элементами-комплексооб-разователями.

Типоморфные особенности породообразующих минералов свидетельствуют о генетической взаимосвязи всех пород, рассмотренных в составе диорит-гранодиорит-гранитной формации и позволяют связывать

генерацию диорит-лампрофиров с поздними этапами эволюции расплава нижних горизонтов магматических очагов, где она была направлена в сторону обогащения водой, щелочными и летучими компонентами. На это указывает как раннее выделение водосодержащих минералов, так и интенсивное проявление автометасоматоза в дайках. Богатство магмы летучими и серой является хорошей предпосылкой для формирования богатых рудными элементами сульфидоносных гидротерм и объясняет часто наблюдающуюся тесную пространственно-временную сопряженность касситерит-сульфидного, с сопутствующим золотым, оруденения с дайками завершающей фазы.

Рассмотренные породы формации параллелизуются с гранитоида-ми 1-типа (White, Chappel, 1977; Whalen, 1988), которым присущи широкие спектры составов с преобладанием гранодиоритов и гранитов с включениями тел роговообманковых диоритов; разнообразные составы ксенолитов и ксеногенных минералов; низкие изотопные отношения стронция 86Sr/87Sr = 0,705-0,709.

Для позднемеловых магматических образований габбро-монцонит-сиенитовой формации характерен двупироксеновый или био-тит-пироксеновый парагенезис породообразующих минералов, преимущественно лабрадоровый состав плагиоклаза. Условия раннего этапа кристаллизации отвечали образованию из основных мантийных магм, более глубинных, чем для пород догранитоидной диабазовой формации. Ассоциации биотита с пироксеном и калишпата с основным андезином свидетельствуют о высоком потенциале щелочей в расплаве. Это подчеркивается и высокой концентрацией фосфора и фтора в апатитах. Высокая хромистость и магнезиальность ильменитов, находки единичных зерен хромита и хромистой шпинели говорят о мантийных глубинах генерации материнских расплавов. Плагиоклаз и биотит обладают слабо выраженной неконтрастной зональностью, отражающей достаточно длительную медленную кристаллизацию расплава без заметных её перерывов.

Таким образом, детальное изучение типоморфного состава и зональности породообразующих и акцессорных минералов позволяет оценить уровни генерации и Р - Т условия кристаллизации материнских расплавов и сформулировать второе защищаемое положение:

Магматизм Дербеке-Нелыехинского поперечного ряда начинался с внедрения маловодных мантийных магм основного состава. Затем очаги

магмогенерации перемещались в нижние горизонты коры, где формировались гранитоидные магмы повышенной основности (гранитоиды I-типа). На заключительном этапе развития магматизма в глубоких очагах генерировались основные магмы повышенной щелочности и основности.

При рассмотрении эволюции магматических расплавов и особенно при определении их потенциальной рудоносности особое внимание в настоящее время уделяется реконструкции флюидного режима. Автором впервые выполнена такая реконструкция для магматитов района на основе изучения типоморфных особенностей гидроксил- и галоген-содержащих минералов и их вариаций в процессе эволюции магматизма района в целом (то есть от ранних к поздним формациям и фазам) и при кристаллизации конкретных объёмов (от ранних к поздним этапам их кристаллизации).

Согласно экспериментам (Некрасов, 1984) важную роль для проявления рудогенерирующих способностей магм играет окислительно-восстановительный режим магматических систем. Для их определения использована диаграмма Ю.П.-Трошина и других (1981), построенная на основе экспериментальных и расчётных данных D.R. Wones и Н. Eugster (1965) (рис.3, рис.4). Приведены 2 варианта диаграммы соотношений Fe3+- Fe2+ -Mg в биотитах: по результатам химических и мик-розондовых анализов. По D.R. Wones И981), соотношение форм нахождения железа в биотите, определенное по химическим анализам, может значительно отличаться от истинного из-за присутствия микровключений магнетита и гематита, и вследствие преобразований при истирании. Поэтому построения на основе микрозондовых анализов имеют более стабильные результаты (Берзина, 1987). Пересчет FeO* на Fez03 и FeO выполнен по методу Н. Bruiyn и др. (1983). Оба варианта диаграммы дают сопоставимые результаты при определении фугитивности кислорода, тогда как определение условий буферных равновесий характеризуется на диаграмме по данным химических анализов значительно большим диапазоном.

В целом, фугитивность (активность) кислорода при кристаллизации биотитов снижается от производных габбро-монцонит-сиенитовой к производным диабазовой и далее - диорит-гранодиорит-гранитной формации (величина "-log f 02", соответственно, 10-19, 12-13, 12-16 по микрозондовым определениям; и 9-12 - для биотитов габбро-монцонит-

_ 3+

Fe

и

* Mg

50

Рис. 3. Положение составов биотитов на диаграмме Fe2+ - Fe3+ - Mg. (для Рнго=1035 бар) (для химических анализов). Производные диорит-гранодиорит-гранитной формации:

1 - биотиты из даек диоритовых порфиритов I фазы;

2 - биотиты из гранитоидов Безымянного массива;

3 - биотиты из гранитоидов 2 группы II фазы;

4 - биотиты из гранитоидов 3 группы II фазы;

5 - биотиты из пегматитов;

6 - биотиты из даек диоритовых порфиритов V фазы; Производные габбро-монцонит-сиенитовой формаций;

7 - биотиты формации;

I - III - линии буферных равновесий: I - Fe304 - Fe203; II- Ni-NiO;

III - Fe2SiÖ4-Si02- Fe304;

Жирные линии - температура, °C; тонкие линии - значение log f О2.

Fe3+

Рис. 4. Положение составов биотитов на диаграмме Fe2* - Fe3* - Mg (для Рщо = Ю35 бар) (для микрозондовых анализов) Производные диабазовой формации:

1 - биотиты формации;

Производные диорит-гранодиорит-гранитной формации:

2 - биотиты из даек диоритовых порфиритов I фазы;

3 - биотиты из гранитоидов Безымянного массива;

4 - биотиты из гранитоидов 2 группы II фазы;

5 - биотиты из гранитоидов 3 группы И фазы;

6 - биотиты из даек диоритовых порфиритов V фазы; Производные габбро-монцонит-сиенитовой формации:

7 - биотиты формации;

I - III - линии буферных равновесий:

I - Fe304 - Fe203;

II - Ni- NiO;

III - Fe2Si04 - Si02 - Fe304;

Жирные линии - температура, "С; тонкие линии - значения log f 02.

сиенитовой формации и 13-17 - для диорит-гранодиорит-гранитной, по данным химических анализов) (табл.2). Большая часть точек составов биотитов пород диорит-гранодиорит-гранитной формации на обеих диаграммах тяготеет к линии буферного равновесия N¡-N¡0, что в целом характерно для биотитов оловоносных гранитоидов, причем более восстановительными были условия кристаллизации биотитов массивов 1 группы и лейкогранитов, с которыми связаны касситерит-кварцевые ру-допроявления (-log f 02 = 16-17). Значения же фугитивности кислорода для биотитов из диорит-лампрофиров V фазы, в пространственно-временной близости с которыми находятся главные для района рудные тела касситерит-сульфидного типа, отвечают промежуточным между величинами, характерными для оловоносных и золотоносных систем региона, что согласуется с обычной примесью золота в этих рудах.

Содержание воды в биотитах определялось при химических анализах непосредственно, а при микрозондовых - рассчитывалось по методу Н. Bruiyn (1983), исходя из количеств слагающих биотиты окислов. Более информативна фугитивность воды, определяемая из уравнений D.R. Wones, Н. Eugster, 1965; D.R. Wones, 1972. Максимальная фугитивность Н20 рассчитана для постмагматической генерации биотита даек диабазовых порфиритов ранней формации. В производных диорит-гранодиорит-гранитной формации средние величины фугитивности воды растут от биотитов пород I фазы к биотитам пород V фазы (от 2,97 до 3,50), что может говорить' о повышении возможной рудной продуктивности к поздним этапам развития формации. Для гранитоидов максимальная фугитивность Н20 рассчитана для раннемагматического биотита массивов 3 группы, но она резко падает в биотитах основной массы, что объясняется быстрой кристаллизацией в условиях относительно открытой системы, из которой газово-флюидная составляющая удалялась в ранние этапы кристаллизации. Это и обусловливает отсутствие в связи с массивами данной группы значимого оловянного оруденения.

Биотиты лейкогранитов III (вода дана по химическим анализам) и диорит-лампрофиры V фаз, непосредственно предшествующих оруде-нению, образовались при почти максимальной фугитивности воды.

Сравнительно невысока фугитивность воды при кристаллизации биотитов поздней габбро-монцонит-сиенитовой формации. ,

Таким образом, высокая летучесть воды в биотитах производных диорит-гранодиорит-гранитной формации и ее увеличение к поздним

Таблица 2. Средние величины параметров флюидного режима при образовании биотита магматических пород

Дербеке-Нельгехинского ряда.

Формация Фаза Группа Порода Количество замеров X.» Содержание в В1 (мас.%) Т°,С 1о®

И С1 ШО' ГО; ПЪО гиг/та ЮТ ШС1

Диабазовая Диабазовый порфирит 9 43,1 0,46 0,39 4,83 770 -12,5 3,92 -2,20 -0,80 3,20

Диорит-гранодио-рит-гранитная I Диоритовый порфирит 1) 20 2) 3 55,3 54,3 0,63 0,37 1.03 1.04 2,42 3,59 750 750 -15,3 -15,1 2,97 3,04 -2,16 -2,33 -1,21 2,63

1 Гранит 52 61,0 0,54 0,29 3,37 720 -15,6 3,24 -1,45 -1,20 1,87

II г. Гранодиорит 51 42,5 0,98 0,56 2,95 870 -12,9 3,12 -1,97 -0,65 3,37

3 Эруптивная брекчия кислого состава 1) 10 2) 2 49,4 52,9 0,84 0,41 0,63 0,54 4,68 2,36 740 780 -14,1 -14,8 3,54 3,02 -1,85 -2,00 -0,77 2,76

III Лейкогранит 69,2 0,53 0,28 3.47 560 -16,0 4,52 -2,59 -0,50 1,80

V Диоритовый порфирит 47 49,2 0,66 0,66 2,68 790 -13,9 3,24 -2,05 -0,64 3,31

Габбро-монцо-нит-сиенитовая Камптонит 42 40,2 0,93 0,24 2,61 920 -12,0 3,16 -1,77 -0,09 2,92

Примечание.

Хан - содержание аннита в составе биотита {мольные доли), 1) - вкрапленник, 2) - биотит основной массы, Н20* - расчетное содержание воды в биотите по результатам микрозондового анализа (по методу Вгшуп Н., 1981).

фазам указывает на возможность генерации рудоносных гидротерм и определяет рудную продуктивность. Полученные величины фугитивно-сти воды соответствуют характерным для редкометального оруденения (log f Н20= = 3.0-3,6) (Forster H.J., 1990)

При определении рудной продуктивности важно также поведение галогенов - фтора и хлора, основных экстрагентов и комплексообразова-телей редких металлов в магматических расплавах (Рябчиков, 1985, Некрасов, 1984). Здесь определяющим также является не столько концентрация, сколько фугитивность (летучесть) галогенов, их способность переходить из расплава в газово-жидкую фазу.

В дайках диоритового и лампрофирового состава заключительной фазы диорит-гранодиорит-гранитной формации при изучении вариации состава биотитов по профилям устанавливается общая тенденция повышения содержаний галогенов к периферии зерен и их поздним генерациям, что является одним из благоприятных факторов возможной оло-воносности. Концентрация хлора в целом снижается в ходе эволюции расплава. Это указывает на возможное отделение хлороносных флюидов уже в начале процесса кристаллизации биотитов на уровне становления массивов, особенно характерное для гранитоидных массивов 3 группы, в экзоконтактовых ореолах которых встречены золоторудные проявления. Общая тенденция поведения фтора обратная.

Обращает на себя внимание постоянное преобладание фугитивно-сти хлора над таковой - фтора: величина log fHF/fHCI, полученная из диаграммы в координатах log (F/Cl) - хан (Muñoz, Swenson, 1981), колеблется от -1,45 до -2,20. В процессе кристаллизации пород диорит-гранодиорит-гранитной формации наиболее высока фугитивность Cl при образовании биотитов диоритовых порфиритов I фазы и диорит-лампрофиров - V, что увязывается с рудогенерирующей способностью последних. Аналогичная картина устанавливается и по апатитам.

По данным В.А. Трунилиной (1991), максимальная фугитивность хлора присуща золотоносным магматическим системам региона, а при становлении оловоносных - она закономерно снижается от систем с касситерит-сульфидным к системам с касситерит-кварцевым орудене-нием, и лишь в последних ниже фугитивности фтора. Сочетание высоких значений фугитивности воды с повышенной летучестью фтора или хлора определяет характер и масштабы продуцируемого оруденения.

Из сказанного следует третье защищаемое положение-В процессе эволюции магматитов района фугитивность кислорода снижалась от мантийных к норовым производным, а при эволюции последних - с ростом кремнекислотности расплава.

Рудную специфику района определили, высокая активность воды и галогенов при становлении диорит-гранодиорит-гранитной формации. Наиболее благоприятные условия для отделения рудоносных растворов создавались в нижних горизонтах магматических тел.

Заключение

На основе типоморфных особенностей породообразующих и акцессорных минералов уточнена формационная принадлежность магматических пород района, впервые обосновано выделение догранитоидной диабазовой формации. Доказана правомерность выделения единой диорит-гранодиорит-гранитной формации как главной магматической формации поперечных рядов региона.

Начальные проявления магматизма района представлены единичными дайками диабазовых порфиритов - производных маловодных ба-зальтоидных мантийных магм. Кристаллизация их происходила с остановками в промежуточной камере и постепенным накоплением воды в интервале давлений от 12-14 кбар до близповерхностных и температурах - от более 1000 до 780-730°С.

Наиболее сложна эволюция расплавов для производных главной формации района - диорит-гранодиорит-гранитной. Типоморфные особенности породообразующих минералов свидетельствуют о генетической взаимосвязи всех пород, рассмотренных в в составе диорит-гранодиорит-гранитной формации и позволяют связывать диорит- лам-профиры с поздними этапами эволюции расплава нижних горизонтах магматических очагов, где она была направлена в сторону обогащения водой, щелочами и летучими компонентами, что явилось предпосылкой для генерации касситерит-сульфидного оруденения.

Позднемеловая габбро-монцониТ-сиенитовая формация представлена небольшими штоками и редкими дайками.. Кристаллизовалась из основных мантийных магм, характеризующихся высокими исходными температурами {до 1150°С) и давлениями (до 18 кбар), высоким потенциалом щелочей. Минералогические данные говорят и о переме-

щении расплава на уровень становления без заметных остановок и о сохранении высоких температур на всем протяжении кристаллизации.

Фугитивность кислорода при кристаллизации биотитов магматитов района снижалась с уменьшением глубины заложения магматических очагов от габбро-монцонит-сиенитовой к диабазовой и далее - диорит-гранодиорит-гранитной формации, достигая в последней величин, сопоставимых с таковыми для оловопродуцирующих систем.

Биотиты и апатиты магматических пород района характеризуются более высокими концентрациями галогенов, по сравнению с приводимыми в литературе для других регионов, - особенно для производных гранитоидной формации, что является показателем её повышенной ру-догенерирующей способности. Установленное превышение фугитивно-сти хлора над таковой - фтора определяет превалирование касситерит-сульфидного оруденения над касситерит-кварцевым и реальность золоторудных проявлений.

Высокие содержания воды и её летучести при формировании пород диорит-гранодиорит-гранитной формации и возрастание их к поздним фазам - благоприятный фактор для возможности отделения рудоносных растворов. Сочетание высокой фугитивности воды с повышенной летучестью хлора и фтора определяют пространственно-генетическую связь с производными разноглубинных остаточных магматических очагов (породы III и V фаз) ведущих минеральных типов промышленного оловянного оруденения, которому в последнем случае сопутствует золотое. Благоприятные магматические признаки позволяли надеяться на увеличение перспектив в этом давно известном районе при более детальном изучении, что подтвердилось при проведении геолого-съёмочных работ масштаба 1:50.000 в последние годы.

Основные работы автора по теме диссертации.

1. Монография: Гранитоиды и связь с ними касситерит-сульфидного оруденения. - Новосибирск, Наука, 1985. - 205 е., (соавторы В.А. Тру-нилина, Ю.С. Орлов).

2. Петрографические особенности интрузивных пород Сан-Юряхской рудно-магматической зоны. //Тезисы докладов горногеологической секции 3 республиканской научно-практической ■ конференции молодых ученых и специалистов. - Якутск, 1980. - С. 24-25.

3. Формационная принадлежность и петрохимические особенности изверженных пород Дербеке-Нельгехинской рудно-магматической зоны.

//Магматизм и литология рудных узлов Восточной и Южной Якутии, -Якутск, изд. Якутского филиала СО АН СССР, 1981. - С. 5-35, (соавторы В.А. Трунилина, Ю.С. Орлов).

4. Некоторые петрохимические особенности гранитоидов междуречья Дербеке и Нельгесе. //Тезисы докладов 10 конференции молодых научных сотрудников по геологии и геофизике Восточной Сибири, Иркутск, 1983. - С.32-33.

5. Производные габбро-мснцонит-сиенитовой формации Дербеке-Нелыехинского междуречья и их отношение к оруденению. //Геология и минералогия рудных узлов Яно-Колымской складчатой системы, - Якутск, изд. Якутского филиала СО АН СССР, 1984. - С.31-50, (соавтор В.А. Трунилина).

6. Самородный титан в гранитоидах Безымянного массива (Восточная Якутия). //Тезисы докладов "Самородные металлы в постмагматических образованиях". - Якутск, изд. Якутского филиала СО РАН СССР, 1985. - С.50-51, (соавторы В.А. Трунилина, Н.В. Заякина, В.Ф. Махотко).

7. Типоморфные особенности полевых шпатов магматических образований Дербеке-Нельгехинской рудно-магматической зоны. //Оловоносные магматические и рудные формации Восточной Якутии, - Якутск, изд. Якутского научного центра СО РАН СССР, 1989. - С.100-115, (соавтор В.Ф. Махотко).

8. Самородный титан в гранитоидах Безымянного массива (Восточная Якутия). - Доклады АН СССР, 1988, том 303, № 4. - С.948-951, (соавторы В.А. Трунилина, В.Ф. Махтоко, Н.В. Заякина).

9. Типоморфные особенности акцессорных сульфидов из гранитоидов Восточной Якутии как критерий оценки их рудоносности. - Минералогический журнал, 1990, 12, №4. - С. 16-25, (соавторы И.Я. Некрасов, В.А. Трунилина).

10. Находки самородного алюминия в гранитоидах Восточной Якутии. //Самородное металлообразование в магматическом процессе. -Якутск, изд. ЯНЦ СО РАН, 1991. - С. 147-157.

11. Состав и зональность биотитов магматических пород Дербеке-Нельгехинского междуречья как критерий их генезиса. //Генетические аспекты магматизма Восточной Якутии, - Якутск, изд. ЯНЦ СО РАН, 1994. - С.95-115.

Тираж 100 Формат бумаги 60x84 1/16. Усл. п. л. 2,0. ГУЛ "Полиграфист". 677007, г. Якутск, ул. Петровского, 2.