Генезис и флюидный режим формирования рудно-магматической системы Шибановского рудного узла

Степнова, Юлия Андреевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Генезис и флюидный режим формирования рудно-магматической системы Шибановского рудного узла
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Генезис и флюидный режим формирования рудно-магматической системы Шибановского рудного узла"

На правах рукописи

СТЕПНОВА ЮЛИЯ АНДРЕЕВНА

ГЕНЕЗИС И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ ФОРМИРОВАНИЯ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ ШИБАНОВСКОГО РУДНОГО УЗЛА

Специальность 25.00.11 - геология, поиски и разведка твёрдых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

17 янв т

Владивосток 2013

005048325

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Дальневосточном геологическом институте Дальневосточного отделения РАН.

Научный руководитель: академик

Ханчук Александр Иванович

Официальные оппоненты: член-корреспондент РАН

Горячев Николай Анатольевич

кандидат геолого-минералогических наук, доцент

Гарбузов Сергей Петрович

(ДВФУ, г. Владивосток)

Ведущая организация: ОАО «Приморгеология»

Защита диссертации состоится «6» февраля 2013 г. в 14:00 часов на заседании диссертационного совета Д 005.006.01 при Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН по адресу: 690022 г. Владивосток, пр-т 100 лет Владивостоку, 159, Дальневосточный геологический институт.

Отзыв в двух экземплярах, заверенный печатью организации, просим направлять по адресу: 690022 г. Владивосток, пр-т 100 лет Владивостоку, 159, Дальневосточный геологический институт, учёному секретарю диссертационного совета Д 005.006.01

Тел.: +7(423)231-87-50, Факс: +7(423)231-78-47, E-mail: sbi@yandex.ru, office@fegi.ru

С диссертацией можно ознакомиться в Центральной научной библиотеке ДВО РАН.

Автореферат разослан « » декабря 2012 г.

Учёный секретарь диссертационного совета,

кандидат геолого-минералогических наук

Б.И. Семеняк

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследования. Проблемы генезиса и металлогенической специализации магматических пород всегда вызывали особый интерес ученых и геологов-практиков. В решении этих проблем специалисты приходят к разным выводам. Одни предполагают, что металлогенические особенности магматических ассоциаций (комплексов) определяются спецификой процессов магмообразования, происходящих в нижних частях коры и в мантии, другие считают, что рудоносные магматические комплексы формируются в заключительные стадии эволюции интрузивных серий (одновременно с внедрением послегранитовых даек), а их геохимическая и металлогеническая специализация зависит в основном от содержания полезных компонентов во вмещающих породах.

Одним из ключевых моментов в решении этих проблем является комплексное изучение объектов - рудно-магматических систем (РМС) - для которых связь процессов магматизма и рудообразования не вызывает сомнения. Ктако-вым, несомненно, относятся системы, рудообразование которых проявляется на магматической и ранней постмагматической стадиях эволюции.

Автором для исследования выбран Шибановский рудный узел, являющийся частью Марьяновского рудного района Арсеньевской металлогенической зоны Приморья. Выбор объекта обусловлен присутствием в нём контрастных магматических и рудных образований, а также наличием россыпи, в которой наряду с главным рудным минералом - касситеритом, присутствуют минералы-концентраторы редкоземельных элементов (РЗЭ), источник которых однозначно не установлен.

□ель и задачи исследования. Основная цель исследования - построение геолого-генетической модели Шибановской РМС, продуцирующей Sn-W и редкоземельную минерализации.

Для достижения этой цели предусматривалось решение следующих задач:

1 - петрографическое и петрохимическое изучение магматических пород Шибановского рудного узла;

2 - установление возрастных взаимоотношений магматических пород (гранитов, пегматитов и сиенитов) и сопровождающих их рудных образований;

3 - изучение распределения профилирующих рудных и редких элементов в магматических породах и слагающих их минералах;

4 - определение температуры, давления, солевого состава включений в гранитах, пегматитах, сиенитах, а также постмагматических образованиях;

5 - уточнение возраста магматических пород Шибановского массива;

6 - на основании полученных данных построение модели формирования РМС Шибановского рудного узла, отражающей главные особенности его магматических и рудных образований, и их эволюции.

Объект исследования. Объектом для решения перечисленных задач выбран Шибановский рудный узел, включающий Верхне-Шибановское рудопро-явление и Западно- и Восточно-Шибановское россыпные поля (Приморский край), а также поля пегматитов в пределах Шибановского массива. Выбор обусловлен, с одной стороны, слабой изученностью объекта исследований, с другой - его неординарностью, которая проявлена как в сочетании оловянной (с Pb, Zn и Be), вольфрамовой и редкоземельной минерализации с проявлениями камнесамоцветного сырья, так и в особенностях состава магмати-

ческих комплексов, с которыми связано оруденение.

Предметом изучения являются закономерности и факторы размещения разнометалльного оруденения, критерии рудоносности, обеспечивающие рациональное прогнозирование, поиски и разведку месторождений; моделирование РМС.

Фактический материал, методы исследования и личный вклад автора в решение проблемы. Основой диссертации послужили материалы, собранные автором и сотрудниками геммологической лаборатории ДВГИ ДВО РАН в-период 2006-2011 гг. в процессе целенаправленных полевых исследований на площади Шибановского рудного узла. В предлагаемой работе использовались традиционные методы - петрографический, химический, спектральный, рентгенофлуоресцентный, термобарогеохимический (главным образом крио- и термометрия) в комплексе с методами локального исследования микрообъектов. Из образцов пород и минералов было изготовлено 200 шлифов и 100 пластинок, которые изучены разными минералого-петрографическими методами. Выполнено 45 химических и 15 спектральных анализов магматических и метасоматических пород, в 14 пробах определены микроэлементы-примеси методом ИСП-МС, в 30-ти - рентгенфлуоресцентным методом.

В термометрических опытах изучено около 130 флюидных включений. Для микроанализа было подготовлено и проанализировано более 20 минеральных, 35 расплавных, а также 15 серий углекислотных, сингенетичных расплав-ным, несколько десятков кристаллофлюидных, газово-жидких включений.

Научная новизна.

1. Впервые в составе магматической ассоциации Шибановского рудного узла среди пород ранее известного гранит-лейкогранитового комплекса выявлены сиениты; выполнено их петрографическое и минералогическое изучение, определены минеральный состав, изотопный возраст и установлена ме-таллогеническая специализация этих пород на редкоземельное оруденение.

2. Установлены Р-Т параметры кристаллизации магматических пород, а также коровая для гранитов и корово-мантийная (мантийная) для сиенитов природа продуцировавших их расплавов.

3. Разработана геолого-генетическая модель формирования магматических пород Шибановского рудного узла. /

Практическая значимость. В пределах Шибановского рудного узла установлены магматические породы различных геохимических типов - граниты, щелочные сиениты, альбититы, а также щелочные метасоматиты и связанная с ними редкоземельная минерализация, востребованность которой в мировой экономике в настоящее время очень высока. Изложенные в работе научные результаты, направленные на разработку геолого-геохимических критериев прогнозирования подобного оруденения, могут найти применение в производственной практике для выявления редкоземельной минерализации в слабоизученных районах Приморья. Они могут быть использованы при изучении магматических пород, оценке их металлогенической специализации, решении спорных вопросов минерагении. Методические подходы, предложенные автором, могут быть полезны при выяснении роли гранитоидов в формировании эндогенных рудных месторождений и при изучении эволюции рудоносных растворов.

Основные защищаемые положения:

1. Рудоносные граниты и щелочные сиениты, продуцирующие, соответственно, редкометальное и редкоземельное оруденение Шибановского рудного узла, принадлежат единой магматической ассоциации палеогенового возраста, формирование которой происходило при частичном плавлении на разных уровнях раннепалеозойской континентальной коры (граниты А-типа) и подкоровой мантии Матвеевско-Нахимовского террейна (сиениты 1-Атипа).

2. Магматические породы Шибановского рудного узла палеогенового возраста - граниты, сиениты - и ассоциирующиеся с ними рудные образования -пегматиты, полевошпатовые метасоматиты, грейзены - возникают как следствие эволюции в пространстве и времени единой РМС.

3. Совокупность признаков (разнообразие состава пород, геохимические и изотопно-геохимические характеристики, данные термобарогеохимических исследований) палеогеновых магматических образований Шибановского рудного узла позволяют рассматривать их происхождение в петрологической модели зон скольжения литосферных плит.

Апробация работы и основные публикации. Основные положения работы докладывались и обсуждались на XXII Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» Иркутск, 2007; на VIII Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» Москва, 2007; на XXV Всероссийском семинаре с участием стран СНГ, школа «Щелочной магматизм Земли» Санкт-Петербург, 2008; на XIII Международной конференции по термобарогеохимии и VI симпозиум APIFIS, Москва, ИГЕМ РАН, 2008; на Четвёртой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле, Новосибирск, 2008; на IV Научной конференции «Геммология» Томск, 2009; Конференции, посвящённой 110-летию со дня рождения академика Д.С. Коржинского «Физико-химические факторы петро-.и рудоге-неза: новые рубежи». Москва, 2009; на XXIV Всероссийской молодёжной конференции «Строение литосферы и геодинамика» Иркутск, 2011; на Всероссийской конференции «Граниты и процессы рудообразования», Москва, 2011; на XV Всероссийской конференции по термобарогеохимии, Москва, ИГЕМ РАН, 2012; на конференции «Современные проблемы магматизма и метаморфизма» Санкт-Петербург, 2012.

По теме диссертации опубликовано 45 работ (41 тезис и 4 статьи).

Объем и структура работы. Диссертация состоит из 3 глав, Введения и Заключения, имеет общий объем 164 страницы, 32 иллюстрации, 5 фотографий, 21 таблица. В списке литературы 180 источников.

ГЛАВА 1. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И МЕТАЛЛОГЕНИИ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

В главе 1 содержатся общие сведения о геологическом строении и истории развития района, а также присутствующих на территории магматических, метаморфических и осадочных комплексах. Рассмотрена металлогеническая специализация.

В административном плане район исследования располагается в Спасском районе Приморского края. Объект исследования - Шибановский рудный узел (~ 120 км2) - расположен в западных отрогах хребта Сихотэ-Алинь, в бассейнах рек: Арсеньевка, Дальняя и Перевальная. В схеме тектоно-

стратиграфических террейнов этот район входит в состав Матвеевско-Нахимовского террейна, расположенного к северу от оз. Ханка и состоящего из палеозойских пород, метаморфизованных в фациях от гранулитовой до зеленосланцевой (рис. 1).

Согласно современным представлениям (Найденко и др., 2002г.), в истории геологического развития района выделяются два этапа. Первый охватывает период от раннего протерозоя до раннего кембрия, т.е. время формирования кристаллического фундамента Ханкайского массива и гнейсово-купольного тектогенеза. Во второй этап сформировались наложенные структуры чехла фундамента.

ЕИЗ 15 [2316

Рис. 1. Геологическая схема района исследований по А.Н. Найденко и др., 2002 г. (с дополнениями автора).

1 - Комплексы пород протерозой-кембрийского кристаллического фундамента - Ханкайского массива; 2-5 - Комплексы чехла Ханкайского массива: 2 - пермские,

3 - триасовые, 4 - меловые, 5 - палеогеновые; 6 - Комплексы пород Самаркинского террейна-фрагмента юрской аккреционной призмы; 7-13- Интрузивные комплексы: 7 - Шибановский (Рд1-2), 8 - Синегорский (К1-2), 9 - Марьяновский (К2), 10 - Троицкий (К1), 11 - Седанкинский (Р2), 12 - Шмаковский (Р11-2), 13 - Уссурийский (РР1); 14- Номера интрузивных массивов: 1 - Шмаковский, 2 - Бряскучий, 3 - Кабаргинский,

4 - Павло-Фёдоровский, 5 - Метленовский, 6 - Еленовский, 7 - Крыловский, 8 - Ко-маровский, 9 - Зеленодольский, 10 - Антоновский, 11 - Индопал, 12 - Никитовский, 13 - Белореченский, 14 - Шибановский, 15 - Марьяновский, 16- Кочкарный; 15-Главные разломы: А - Арсеньевский, Ч - Чернореченский, К - Крыловский; 16 - Разломы первого порядка установленные под вышележащими образованиями: С - Сорочев-ский, В - Васильевский, Н - Новорусановский, Ш - Шибановский.

Метаморфические образования иманской и уссурийской серий по геологической позиции, литолого-петрографическому набору пород, структурно-текстурным особенностям сопоставимы с породами, слагающими Матвеевский купол, расположенный к северу от исследуемой площади. Отличие -в более широком развитии метабазитов на данной площади и отсутствии пород, богатых железом. При этом увеличение роли пород, содержащих амфиболы и пироксены, и уменьшение роли высокоглиноземистых пород происходит с севера на юг. Последние наиболее характерны для матвеевской свиты. В нахимовской свите они распространены незначительно. Характерной особенностью обеих серий является повсеместное проявление процессов ультраметаморфизма, осложняющих изучение ранних минеральных ассоциаций регионального метаморфизма.

Более 50% площади рассматриваемого района, в соответствии с данными (Леликов и др., 1968; Найденко и др., 2002 г.), занимают интрузивные образования, представленные следующими комплексами: среднепалеозойским (уРг2) - Шмаковским, позднепермским (уР2) - Седанкинским и позднемело-вым (уК2) - Марьяновским, который включает в себя Марьяновский (К2) и Ши-бановский (Рд) массивы.

Шибановским, по Е.П. Леликову (1968 г.), именуется гранитный массив, расположенный в верхнем течении кл. Шибановский, реки Худая и кл. Барачный (рис. 2). Массив имеет форму эллипса, вытянутого в северо-западном направлении, площадь выхода массива на поверхность 60 км2 по данным (Трусов и др., 1987 г.), и 40-45 км2 (Леликов и др., 1968 г.). По данным предшественников (Леликов и др., 1968 г.), особенностью Шибановского массива является то, что он сложен исключительно кислыми разностями.

Шибановский рудный узел (рис. 2) охватывает одноименный гранитный массив и его околоинтрузивную зону. В его пределах (Найденко и др., 2002 г.) известно Верхне-Шибановское оловянно-вольфрамовое рудопрояв-ление касситерит-кварцевого типа и промышленные россыпи касситерита и вольфрамита (Западно- и Восточно-Шибановское россыпные поля), в которых в значительных количествах содержатся ксенотим, ортит, фергусонит, циркон. Эндогенное олово-вольфрамое оруденение приурочено к пегматитовым, кварцевым жилам и грейзеновым зонам в гранитах Шибановского массива. Источником поступления рудных минералов в россыпи являются как рудные тела (пегматиты, жилы, грейзены), так и собственно граниты Шибановского массива, содержащие акцессорный касситерит и редкоземельные минералы. В Шибановском рудном узле, на рудопроявлении Верхне-Шибановском, предполагается наличие промышленного оловянно-вольфрамового орудене-ния на глубине (Трусов и др., 1987 г.). Можно ожидать обнаружение новых россыпей касситерита и вольфрамита в аллювии водотоков. Прогнозные ресурсы касситерита по Западно-Шибановскому россыпному полю, по данным В.М. Щербинина (Щербинин и др., 1979 г.), составляют 600 т.

Рудопроявление Верхне-Шибановское (Леликов и др., 1968 г.) находится в верховьях одноименного ключа, оно локализовано в гранитах Шибановского массива и представлено сериями жил блокового пегматита мощностью до 20 см и маломощных, непротяженных зон касситеритсодержащих муско-витовых грейзенов, образовавшихся по зонам дробления. Содержание олова крайне неравномерное и варьирует от 0,01 до 0,6%, достигая в единичных

-1000 I -2000

Рис. 2. Схематичекая геологическая карта Шибаноеского рудного узла. Составлена И.К. Пущиным, 1964 г. (с дополнениями автора).

1 — четвертичные и современные аллювиальные отложения, в т.ч. россыпи руч. Шибаноеского; 2 — галечники и суглинки суйфунской свиты (плиоцен); 3 — андезитовые порфириты и дациты (сенон); 4 — гранодиориты, граниты (палеоген); 5 — пермские отложения песчано-глинистые породы, конгломераты, известняки, кислые и основные эффузивы и их туфы (без расчленения); 6 — пермские средне- и крупнозернистые биотитовые граниты; 7 — среднепалеозойские лейкократовые граниты; 8 — жилы аплитов, пегматитов, кварца, а также дайки кислых и основных пород разного возраста (на карте показаны только крупные тела); 9 — контактовые роговики и зоны метасоматоза; 10 — геологические границы нормальных стратиграфических и интрузивных контактов; 11 — линии разломов и тектонических контактов; 12 — ареалы щелочных сиенитов (палеоген);13 — предполагаемая граница Шибаноеского рудного узла.

случаях 1-2%. Кроме олова отмечаются повышенные содержания свинца, цинка, бериллия. При оценке геохимических аномалий установлен средне-рудный уровень эрозионного среза и предполагается смена на глубине зон грейзенов кварцевыми жилами с касситеритом и вольфрамитом (Иванова и др., 1978 г.; Бураго и др., 1984 г.).

Оловянная минерализация представлена прожилками инфильтрацион-ных эпидот-гранатовых скарнов с содержанием олова от 0,01 до 0,6% (Най-денко и др., 2002 г.). Во вторичном ореоле рассеяния олово образует аномалии с концентрацией 0,001-0,006%. В аллювии рр. Заблуждения, Чёрная, а также кл. Шибановский содержание касситерита от знаков до 5 г/м3. Совместно

с касситеритом присутствуют вольфрамит, шеелит, торит, малакон, колумбит.

В пределах шлихового ореола разведано несколько аллювиальных россыпей касситерита, с вольфрамитом и монацитом, одна из которых (россыпь кп. Колено) отработана (Пархомчук и др., 1981 г; Рябченко и др., 1987 г.). Общие прогнозные запасы олова по россыпям составляют 225 тонн, при среднем содержании касситерита около 300 г/м3(Найденко и др., 2002 г.).

Как уже отмечалось выше, кроме основного полезного ископаемого - олова -для Шибановского рудного узла характерна редкометальная и редкоземельная минерализация (иттриевой и цериевой групп). Шибановские гранитоиды богаты акцессорными минералами: апатитом, касситеритом, вольфрамитом, монацитом, ортитом, фергусонитом, ксенотимом, в которых концентрируются РЗЭ. Сиениты, кроме перечисленных минералов (за исключением фергусонита), содержат делиит, чералит, ЫЬ-ильменит и брабантит, которые были обнаружены нами впервые на данном объекте (Шабанова, 2011).

ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОЛОГИЯ, ТЕРМОБАРОГЕОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ И МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПОРОД ШИБАНОВСКОГО РУДНОГО УЗЛА

В главе 2 кратко рассмотрена геолого-структурная позиция, петрография, петрогеохимия, а также типоморфные особенности породообразующих и акцессорных минералов, определены основные физико-химические параметры кристаллизации магматических и постмагматических образований.

По петрографическим характеристикам, геологическим взаимоотношениям и возрасту пород в становлении Шибановского массива выделяются две фазы: первая - биотитовые граниты, имеющие четыре фациальные разности (от крупно- до мелкозернистых), с которыми связаны пегматиты и грейзены, и вторая - щелочные сиениты.

К первой фации относятся крупно-среднезернистые, роговообманково-биотитовые и биотитовые граниты; вторая имеет наиболее широкое распространение и является основной фацией массива. К ней отнесены среднезер-нистые биотитовые граниты, занимающие центральную и северо-восточную часть массива. С гранитами этой фации связано большинство пегматитовых и грейзеновых тел, выявленных на площади работ. Третья фация представлена мелкозернистыми биотитовыми гранитами, с которой связано небольшое количество пегматитов и грейзенов. К четвёртой фации относятся порфиро-видные биотитовые граниты. Порфировидные выделения представлены кварцем, полевым шпатом, биотитом. Эндоконтактовые фации гранитов Шибановского массива сложены мелкозернистыми биотитовыми гранитами на западе, северо-западе и северо-востоке массива и кварц-полевошпатовыми порфирами вдоль его южной границы. Мелкозернистые биотитовые граниты эндокон-тактовой фации по составу и строению аналогичны гранитам третьей фации.

Жильные и дайковые образования, развитые как в позднепермских, так и в среднепалеозойских и палеогеновых гранитах, вытянуты в северовосточном, реже - северо-западном направлении. Они представлены диабазами, диабазовыми порфиритами, кварцевыми порфирами, а также пегматитами, грейзенами и кварцевыми жилами (Шабанова и др., 2011). Пегматиты, среди которых встречаются как недифференцированные, так и зональные тела с друзовыми полостями в осевой части, в массиве шибановских гранитов,

преимущественно в гранитах второй фации, образуют тела линзовидной и жи-лообразной формы северо-восточного, субмеридионального и субширотного простирания. Спегматитамисвязаныизвестныеврайонеработнаходки мориона и берилла.

Метасоматоз на исследуемой территории представлен двумя типами: автометасоматоз, проявленный в виде альбитизации в центральной части Ши-бановского массива, и грейзенизация. Гоейзены развиты очень широко и образуют жилообразные тела северо-западного и северо-восточного простирания в среднезернистых биотитовых гранитах второй и третьей фаций. Представлены грейзены жильным (О + Ми) и околожильным (Ми + О или Тор + Ми - О) минеральными типами, незональные и зональные, с жилами выполнения в осевых частях тел.

Геологическая позиция щелочных сиенитов, выявленных нами в период полевых работ в 2006-2011 гг. в пределах Шибановского массива на площади в несколько кв. км, не вполне определена в связи с отсутствием возможности для проведения полного комплекса полевых геологических исследований. Однако, изучение редких на площади массива естественных обнажений, анализ собранных в процессе проведения маршрутных наблюдений материалов и их интерполяция по смежным маршрутам привели автора к убеждению, что выявленные щелочные сиениты - это ареалы развития даек, которые сопровождаются зонами щелочных метасоматитов. Среди группы щелочных кварцевых сиенитов Шибановского массива выделяются две разновидности: пироксеновые (эгириновые) и амфиболовые (гастингситовые). Состав эги-риновых щелочных сиенитов: щелочной полевой шпат (калиево-натровый -70-80%), эгирин (5-10%), представленный длиннопризматическими и игольчатыми кристаллами (до 0,5 мм) и их агрегатами, примесь щелочного амфибола (типа эккерманита), зерна кварца (5%). Вторичные: немногочисленные агрегаты серицита (точнее не определён) по плагиоклазу и рудного минерала (ЫЬ-Та-?). Гастингситовый кварцевый сиенит, в свою'очередь, характеризуется мелкозернистой, участками микропегматитовой (сростки кварца и ортоклаза) структурой, порфировидными выделениями (до 2-3 мм) гастингсита (10%) и ортоклаза (70-80%). Вторичные и акцессорные минералы: магнетит (1-3%), альбит-олигоклаз (2-3%), ед. циркон (Шабанова и др., 2011).

Изучение калий-аргоновым методом образцов сиенитов фиксирует их возраст в интервале от 50±1 до 53±2 млн. лет (табл. 1), что соответствует палеогеновому этапу эволюции магматизма в регионе. Если исключить из рассмотрения результаты анализа изменённых пород, можно предположить, что биотит в гранитах вторичный и соответствует возрасту внедрения (образования) сиенитов, а сами граниты имеют возраст 62±2 млн. лет. Вторичные изменения в биотитах проявляются в постепенном осветлении биотита, а также замещении его хлоритом. В связи с новыми данными по абсолютному возрасту гранитоидов Шибановского массива, автор считает возможным поставить вопрос о границах «Марьяновского комплекса», и пересмотреть принадлежность к нему Шибановского массива.

Петрогеохимические характеристики гранитов и щелочных сиенитов Шибановского массива. Содержание петрогенных оксидов в рассматриваемых породах типично для гранитов и щелочных сиенитов. Концентрации ЭЮ2 устойчиво высокие (от 73 до 78%) в гранитах и от 59 до 71% в сиенитах.

Таблица 1. Результаты определения изотопного (K-Ar) возраста сиенитов и гранитов Шибановского массива.

№ п.п № авт. порода анализируемый материал Калий, % ± а "АГрад (нг/г) ±о Возраст, млн. лет + 2 а

1 Ю-202 гастингситовый кварцевый сиенит порода 5,70+0,01 20,06±0,30 50±1

2 Ю-204 эгириновый кварцевый сиенит -II- 6,10+0,01 21,60±0,97 50+1

3 Ю-208 гранит -II- 4,40+0,01 19,70+0,31 63+1

4 Ю-230 гранит кпш 7,82 34,2 63,4

биотит 6,78 24,9 53,2

5 Ю-228 гранит кпш 8,09 34,6 62,0

биотит 6,80 25,0 53,5

6 952 гранит порода 4,43 0,155 51

7 72/6 гранит биотит 6,98 0,207 42

Примечание: Анализы № 1-3 выполнены в СВКНИИ ДВО РАН, лаборатории петрологии и изотопной геохронологии, аналитики: Александрова Н.М., Люскин А.Д., Новик К.К. Анализы 4-5 выполнены в лаборатории стабильных изотопов ДВГИ ДВО РАН, аналитик Будницкий С.Ю. Анализы 6-7 данные Е.П. Леликова (Леликов и др., 1968г.).

По имеющимся анализам щелочных сиенитов Шибановского массива, необходимо отметить непостоянство содержания в них щелочных элементов. В ряде образцов прослеживается преобладание Na20 над К20, что является следствием наложенной альбитизации. Граниты имеют высокое содержание К20, Na20 и малые концентрации Rb, что придаёт им сходство со щелочными разностями. Положение точек на диаграммах Maeda (1990) (рис. 3) и White, Chappel (1977) характеризует как l-А типы магне-титовой серии - сиениты, и А - граниты. Сумма щелочей в гранитах (Na20 + К20) = = 8,2 масс. %, в сиенитах (Na20 + К20) = = 10,2 масс. %. По особенностям химического состава граниты Шибановского массива относятся к породам известковой и щёлочно-известковой серий калиево-натрового ряда (Na20/K20 = 0,6), для которых характерна «коровая» природа (рис. 4).

Важным дискриминантным параметром является соотношение глинозёма и породообразующих щелочей. По его значениям, щелочные сиениты (0,7-1) имеют метагли-

Рис. 3. Положение магматических пород Шибановского массива на дискриминационной диаграмме Э, I, А-типов по (МаеЬа, 1990).

0.2 0.40.6 1 2 4 6 810 20 406080100120

K/Rb

' •- сиениты

/ о - граниты

111 - - "Типовые граниты"

• - сиениты о - граниты

- - "Типовые граниты"

20-30

оЗО

Rb/Sr г/т

Рис. 4. Диаграммы соотношений K/Rb-Rb (А) и Sr-Rb/Sr (Б) для магматических пород Шибановского массива.

Выделены поля: I - преимущественно «мантийных», II - «коровых», III - «корово-мантийных» расплавов (Руб и др., 1983). Сплошные - «линии глубинности» по (Condie, Banagar, 1974). Положение S-, A-типов гранитов по (Whalen et al., 1987).

нозёмистый, перглинозёмистый состав и относятся к щелочной серии, для гранитов этот параметр (0,9-1,2) соответствует высокоглинозёмистому составу, что также является признаком корового источника породы и ее принадлежности к известково-щелочной серии.

Согласно классификации (Frost et al., 2001) (рис. 5) на основании ряда переменных: 1) отношение Fe/(FeO + MgO) = Fe-no или FeOo6u(/(FeOo6u< + MgO) = = Fe*, которое может служить критерием степени дифференцированное™ гранитной магмы; 2) щёлочно-известковый индекс (MALI), рассчитанный как (Na20 + К20 - СаО), и 3) индекс насыщенности алюминием (ASI) [AI/(Ca -1,69Р + + Na + К)] - Шибановские граниты относятся к железистым, известковым, щёлочно-известковым, высокоглинозёмистым. Содержание Rb имеют значения от 92,9 до 362 г/т, Sr в среднем 40 г/т, Zr до 250, в единичном случае до 683 г/т, Y до 60 г/т, что также позволяет сопоставлять последние

с гранитами A-типа (Интерпретация..., 2001). Также для них характерны низкие содержания кальция (0,3-0,9%), магния (0,01-0,3%), алюминия (в среднем 13%).

В противоположность гранитам, щелочные сиениты принадлежат к l-типу (преимущественно мантийному). Для них характерны повышенные содержания: СаО (до 2,9 масс. %), NaO (до 10 масс. %) и Sr (до 189 г/т). По петрохимическим характеристикам щелочные сиениты Шибановского массива характеризуются умеренно-глинозёмистым составом - индекс ASI изменяется в них

Рис. 5. Положение гранитов и сиенитов Шибановского массива на диаграмме зависимости FeOto/(FeOtot+Mg) и Si02. Линии показывают границы между желе-зистостью и магнезиальностью пород по (Frost et а!.. 2001).

от 0,9 до 1,1 (рис. 4) (Интерпретация..., 2001). Содержание V, Бг, Со, Ва и редкоземельных элементов (рис. 6), в частности «лёгких», в щелочных сиенитах значительно выше относительно гранитов, что отражает различную ме-таллогеническую специализацию пород.

Рис. 6. График распределения РЗЭ в гранитах и щелочных сиенитах. Ряд 1 - гранит, ряд 2 - сиенит. По оси х - РЗЭ, по оси у-АР, полученная с помощью формулы: АР , = ЗнРЗЭ а - КлРЗЭ , , где ЗнРЗЭ - это величина полученная из анализов,

породы породы породы'

КлРЗЭ - кларк редкоземельных элементов для породы.

Исследования особенностей распределения редкоземельных элементов в магматических породах Шибановского массива показали, что они могут выступать реперами для расшифровки геодинамических обстановок, а также формационного анализа магматических пород (Ханчук, 1997; Великославин-ский, 2003; Pears, 1984; Harris, 1986). Значения концентрации РЗЭ гранитои-дов характеризуется определённой общностью и слабым преобладанием лёгких элементов над тяжёлыми. Для данных пород исключение составляет европий. Величина европиевого минимума в нашем случае слабо зависит от щёлочности, глубины кристаллизации пород и возраста, но выявляет зависимость от содержания Si02 (европиевый минимум становится более выраженным с увеличением в породе Si02) (рис. 7).

Положение составов гранитов и сиенитов Шибановского массива на дис-криминантных диаграммах (Pears, 1984; Harris, 1986; Великославинский, 2003) (рис. 8, 9) демонстрирует преимущественно внутриплитную (смешанную) корово-мантийную природу расплавов, с концентрацией некоторых точек в других областях (островодужных, синколлизионных и вулканических дуг), что, по-видимому, связано с режимом магмообразования в обстановке скольжения литосферных плит, господствовавшим в палеогене (60-45 млн. лет).

Геодинамический режим территории определялся латеральным смещением Тихоокеанской плиты относительно позднемеловой окраины континента и сопровождался формированием сосдвиговых зон окучивания и растяжения с соответствующими им типами магматизма, когда в результате воздействия астеносферного диапира в процесс магмообразования были вовлечены породы надсубдукционного клина и слэба (Ханчук, 1997).

Минералогическая характеристика гранитов и сиенитов Шибановского

1 I 1 1 I I 1 ! i 1 I I I—I La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

I I I I I I I I I I I I I I La Ce Pr Nd SmEu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Рис. 7. График распределения нормированных содержаний РЗЭ в гранитах и щелочных сиенитах, нормировано по хондриту (Sun et al., 1989). Ф-фации гранитов.

Rb/10

Рис. 8. Дискриминантная диаграмма Rh и (Ta+Yb) по (Pearse et al., 1984) для магматических пород Шибановского массива:

Рис. 9. Дискриминантная диаграмма Hf-Rb/10-Ta*3 по (Harris et al., 1986) для магматических пород Шибановского массива:

VAG - поле гранитов вулканических дуг; syn-COLG - граниты синколлизионных областей; WPG - внутриплатные граниты; ORG - граниты океанических хребтов.

массива дана на основе порядка 90 микрозондовых анализов породообразующих минералов. При построении диаграмм и оценке термодинамических параметров кристаллизации пород, помимо авторских, использовались фондовые материалы (Леликов и др., 1968 г.).

При этом значительное внимание было уделено породообразующим и акцессорным минералам (биотит, амфибол), переменный состав которых обнаруживает отчетливую зависимость от термодинамических параметров (1дГО2, Т° С, Р) и химизма расплава (щелочности, водонасыщености, химической активности калия) в момент их кристаллизации, что позволяет использовать результаты исследования минералов при оценке физико-химических условий кристаллизации расплавов. Нами были также изучены плагиоклаз, апатит,

магнетит и ильменит.

Биотит в гранитах Шибановского массива является одним из главных темноцветных минералов. Он встречается в виде таблитчатых или удлинённых чешуек, имеющих размер от 0,1 до 5мм. Иногда в зернах биотита присутствуют включения кристаллов апатита и циркона с характерными плеохроичными двориками.

Полученные значения величин железистости ^ = 51-81) и глиноземистости (I- = 16-21,6) указывают, что кристаллизация биотита происходила в условиях относительно высоких температур (650-750 °С) и умеренного химического потенциала воды в расплаве, а также при высокой активности калия (рис. 10).

Рис. 10. Зависимость железистости и глиноземистости биотитов от температуры кристаллизации и щёлочности магматических пород (Иванов B.C., 1970).

Последнее подтверждается положением фигуративных точек биотитов из гранитов на диаграмме «Si/Al - (Mg + Fe)/AI», где они, как правило, попадают в поле IV или V, что свидетельствует о повышенной щелочности исходного расплава (Маракушев, Тарарин, 1965).

Температуры кристаллизации биотитов, рассчитанные с помощью диаграммы Ю.П. Трошина с соавторами (1981), колеблются в пределах 650-720 °С (рис. 11), и в целом близки к значениям температур, полученных с использованием геотермометра B.C. Иванова (1970).

Значения фугитивности кислорода, полученные для гранитов Шибановского массива по составам биотитов (Трошин и др., 1981), отвечают восстановительным условиям, промежуточным между буферными равновесиями MW и QMF (-1дЮ2 = -17,2 - -16,5), либо несколько превышают буферное равновесие QMF. Косвенным подтверждением низкой активности 02во время кристаллизации гранитов является присутствие в них ильменита и высокожелезистого биотита.

На диаграмме зависимости параметров кристаллизации биотитов и рудо-носности гранитоидов (Налетов, 1981; Трошин и др., 1983; Гоневчук, 2002) фигуративные точки биотитов гранитов Шибановского массива отчётливо группируются в поле рудно-магматических систем с оловянно-редкоземельной минерализацией.

27 25 23 21 19 17 15

Щелочность -

Штрих-пунктирные линии - температура, тонкие сплошные - 1одЮ2; А - магнетит-гематитовый буфер, Б - кварц-фаялит-магнетитовый, В - магнетит-вюститовый (Трошин и др., 1981).

Рис. 11. Диаграмма окислительно-восстановительного состояния и температуры кристаллизации магматических пород Шибановского массива.

Плагиоклаз представлен мелкими и крупными кристаллами таблитчатой, реже удлиненно-таблитчатой формы (2-3 мм). По составу он соответствует альбиту (Ab98.946Or157_129An0.414), иногда олигоклазу (АЬ81_86Ог2_4Ап17_10). Нередко кристаллы плагиоклаза участками серицитизированы и пелитизированы, по трещинкам в них развивается хлорит и мелкочешуйчатый биотит. Наряду с плагиоклазом в гранитах встречаются удлиненно-таблитчатые кристаллы, отвечающие по составу ортоклазу (Ab880r912). Иногда им присуще шахматное двойникование (шахматный альбит).

Расчеты по методике А. Кудо и Д. Уэйла (Kudo., Weill, 1970) показали, что кристаллизация плагиоклазов в гранитах происходила в интервале температур 970-820 °С и 900-710 °С при давлении воды 1 кбар и 2 кбар соответственно.

Граниты Шибановского массива характеризуются повышенным содержанием (0,5-2%) ильменита, представленного, в основном, мелкими шестоватыми и ксеноморфными выделениями. Специфической особенностью ильменита является высокое содержание МпО (12-16 масс. %), и, в некоторых случаях, повышенный уровень концентрации Nb и Та (0,69-0,97и 1,02 масс. % соответственно). Помимо ильменита в породах встречаются единичные кристаллы титаномагнетита.

Температура кристаллизации железо-титановых оксидов в гранитах, рассчитанная с помощью компьютерной программы QUILF (кварц-ульвошпинель-ильменит-фаялит) методом (Frost et al., 1988) происходила при Т = 750 °С и при -lg Ю2 = -22,243.

Апатит в качестве акцессорного минерала в том или ином количестве встречается во всех 4 фациях гранитов Шибановского массива. Он образует мелкие таблитчатые или шестоватые кристаллы и характеризуется значительными содержаниями фтора (до 4%).

Щелочные сиениты Шибановского массива в зависимости от содержания цветных минералов представлены двумя петрографическими разновидностями: пироксеновыми (эгириновыми) и амфиболовыми (гастингситовыми) сие-

нитами с содержанием кварца до 7%.

Амфибол встречается во всех разновидностях изученных щелочных сиенитов в большем или меньшем количестве. Его максимальное содержание наблюдается в гастингситовых сиенитах. Он образует мелкие либо довольно крупные (до Змм) кристаллы призматической формы. Согласно классификации В.Е. Leake (1978) большинство исследованных амфиболов принадлежит к группе кальциевых роговых обманок - (Na + К)А = 1,9-2 формульных единиц (ф.е.), NaB = 0,17-0,27 ф.е. По значениям Mg/(Mn + Мд) = 0,85-0,971 ф.е. и Si = 6,333-6,546 ф.е. амфиболы представлены, в основном, гастингситом, реже - ферроэденитом.

Принимая во внимания наличие в щелочных сиенитах биотита и амфибола, оценка величин общего давления в зоне генерации кислых расплавов производилась по геобарометру (Панеях, 1975). Полученные значения указывают, что кристаллизация биотита и амфибола в сиенитах происходила при Ро6щ = 4,2-5 кбар. Следует отметить, что рассчитанные значения Р0бщ для сиенитов по амфиболовому геобарометру М. Шмидта (Schmidt, 1992) дают близкие величины - 3,8-5,4 кбар (примерная глубина 13-18 км). Однако, учитывая несовершенство используемых геобарометров, к полученным значениям Ро6щ необходимо относиться с осторожностью.

Биотит присутствует практически во всех разновидностях щелочных сиенитов. Он встречается в виде единичных мелких чешуек; некоторые из них частично хлоритизированы. Результаты исследования показали, что составы биотитов из пироксеновых и амфиболовых сиенитов заметно отличаются друг от друга. Так, биотит пироксеновых сиенитов, в отличие от слюд гастингситовых сиенитов, имеет более высокие содержания MnO, МдО и в какой то мере - К20. Несколько отличаются минералы и железистостью - желези-стость ниже у биотитов из пироксеновых сиенитов (f = 53-60).

Положение составов биотитов на диаграмме рН20-рК20 показывает, что кристаллизация биотитов из пироксеновых сиенитов происходила в высокотемпературных (650-750 °С) и маловодных условиях, тогда как формирование слюд из гастингситовых сиенитов осуществлялось при более низких температурах (560-650 °С) в условиях высокой активности Н20. Полученные значения глиноземистости биотитов указывают, что формирование всех разновидностей сиенитов происходило при высоком потенциале калия. Это предположение подтверждается положением фигуративных точек биотитов описываемых сиенитов на диаграмме Si/Al - (Mg + Fe)/Al, где они в большинстве случаев располагаются в поле IV, что свидетельствует о субщелочной специфике расплава.

Следует добавить, что полученные температуры кристаллизации биотитов хорошо укладываются в интервал значений, полученный с помощью другого биотитового геотермометра (Трошина и др., 1981), согласно которому температурный интервал кристаллизации слюд пироксеновых сиенитов составляет 700-720 "С, а для гастингситовых сиенитов 580-650 °С. Оценка окислительно-восстановительных условий кристаллизации щелочных сиенитов Шиба-новского массива, по составу биотитов (Трошин и др., 1981) показала, что значения ГО2 для пироксеновых сиенитов лежат несколько ниже буферной линии QMF (-16,4), а для гастингситовых сиенитов располагаются выше этого буфера (-17,8 - -18,7), что указывает на более окислительные условия их об-

разования.

Обращает на себя внимание наличие умеренного количества хлора в биотите (0,15-0,46%) и амфиболе (0,14-0,41%), что может косвенно указывать на кристаллизацию сиенитов в условиях умеренного содержания воды в расплаве.

Плагиоклаз в щелочных сиенитах образует кристаллы удлинённо-таблитчатой формы, отвечающие по составу олигоклазу (Ab794 73Or209077An26 27 19 43) реже альбиту (Abg^gOr, 2и 3). Причем наиболее кислые плагиоклазы (11-16% An) типичны для амфиболовых сиенитов, а наиболее основные (19-26% An) для пироксеновых сиенитов. Наряду с плагиоклазом, в щелочных сиенитах присутствуют редкие зерна санидина (АЬ6543Ог93И57). Отдельные кристаллы плагиоклаза из амфиболовых сиенитов, согласно данным микрозондового профилирования, обнаруживают зональность нормального типа с падением содержания анортитового минала от центра (26-24% An) к краю (21-19% An) зерна. Помимо этого внешние каймы некоторых зональных кристаллов сложены альбитом (Ab980Or0 96).

Кристаллизация плагиоклазов в пироксеновых и амфиболовых сиенитах Шибановского массива, согласно геотермометру Kudo., Weill (1970) происходила при близких условиях: Т = 1050-960 °С при РН20 = 1кбар и Т = 970-870 °С при РН20 = 2 кбар. Следует отметить, что температура гомогенизации расплав-ных включений в кислом плагиоклазе из щелочных сиенитов несколько ниже и составляет 750-800 °С при Р = 1,5кбар.

Пироксен встречается в рассматриваемых сиенитах часто. Он образует коротко- и длиннопризматические кристаллы, соответствующие по химическому составу эгирину. Появление этого минерала косвенно указывает на высокую натровую щелочность минералообразующей среды (расплава).

Магнетит встречается как второстепенный и акцессорный минерал во всех разностях щелочных сиенитов Шибановского массива. Он представлен в основном мелкими шестоватыми и ксеноморфными выделениями. По составу зерна титаномагнетита можно разделить на две группы. К первой группе относятся кристаллы из пироксеновых сиенитов. Для них характерно низкое содержание ТЮ2 (2,28-1,16 масс. %) и умеренное - МпО (0,49-1,49 масс. %). Отдельные зерна титаномагнетита из этой группы имеют неоднородное строение, связанное с обогащением линейных участков кристалла ТЮ2 и МпО. Вторую группу образуют титаномагнетиты из амфиболового сиенита. Они, как правило, обладают повышенными концентрациями ТЮ2 (2,05-6,27 масс. %) и низкими -МпО (0,31-0,42 масс. %).

Ильменит, по сравнению с рассмотренным выше титаномагнетитом, менее распространенный минерал. Он встречается только в амфиболовых сиенитах, где образует мелкие кристаллы неправильной формы. Характерной особенностью ильменитов является низкое содержание МпО (2,2 масс. %), и присутствие в некоторых случаях Nb (1,29%).

Температура равновесия железо-титановых оксидов (ильменит, магнетит) в гастингситовых сиенитах, рассчитанная с помощью компьютерной программы QUILF, составляет 570^450 °С при -lg Ю2 = -22,24 - -29,40.

Апатит встречается в качестве акцессорного минерала во всех петрографических разностях щелочных сиенитов. Он образует мелкие (0,1-0,2 мм) кристаллы таблитчатого облика, иногда с округленными ограничениями. В нашем случае апатит представлен фтор-апатитовой разновидностью с содержанием

Р (до 4,5%). Кристаллизация гранитов Шибановского массива происходила в более восстановительных (близко к кварц-магнетит-фаялитовому буферу ОМР на диаграмме (Никольский, 1987)), умеренно-температурных условиях и при низкой активности потенциала воды в расплаве, по сравнению с га-стингситовыми сиенитами этого массива. Что касается эгириновых сиенитов, то в отличие от гастингситовых разностей, кристаллизация их происходила в более восстановительных условиях, близких к параметрам буферного равновесия ОМР при низкой активности потенциала воды в расплаве.

Физико-химические параметры в нашем исследовании детально изучены по включениям в кварце, частично в плагиоклазе, магматических пород, а также в кварце пегматитов, грейзенов и рудных жил Шибановского массива.

Данные изучения расплавных и сопутствующих им флюидных включений в магматическом кварце гранитоидов свидетельствуют о кристаллизации этих пород в интервале температур 800-750 °С и давлений 4,3-5,5 кбар. Концентрация воды в расплаве, из которого формировались гранитоиды, составляла 4,8-6,0 масс. %. По результатам криометрии, проведённой в нескольких крупных РВ, содержащих обособленную флюидную фазу, температура эвтектики раствора составляет -75 °С, что соответствует системе, основная соль которой представлена иС1, а гомогенизация флюидной фазы происходит по I типу при температуре около 250 °С. Средние составы гомогенных стёкол в гранитах содержат (в масс.%) ЗЮ2 - 72,46; ТЮ2 -14,12; Ре2031о1 - 0,39; СаО - 0,48; Ма20-2,51; К20-4,58; С1 — 0,16. Проанализированые твёрдые фазы в недо-плавленных расплавных включениях являются К-№ и К полевыми шпатами, мусковитом и плагиоклазом.

Согласование результатов изучения включений в сиенитах характеризует величину флюидного давления при 750-650 "С (температура гомогенизации сингенетичного ФВ) в 1,5-3,5 кбар, что отличается от Тгом в альбите, которая составляет 750-800 °С при давлении 3-4 кбар. Полученные составы закалённых стёкол в минералах сиенитов из-за их недостаточных размеров, в работе не приводятся, так как требуют уточнения на более совершенных аналитических приборах. Однако, необходимо отметить, что, в отличие от стёкол гранитов, качественно в стёклах сиенитов обнаружен фтор; среди проанализированных твердых фаз в недоплавленных расплавных включениях в сиенитах присутствуют эгирин, альбит, амфибол и волластонит, а также минеральные фазы, содержащие 1_а, Се, Р, N<3, Рг.

В кристаллах кварца из блоковых пегматитов, состоящих преимущественно из кварца (60-80%) и полевого шпата, а также кристаллах зонального кварца из внутренней зоны пегматита, выделены четыре группы включений: а) первичные многофазовые; б) первично-вторичные газово-жидкие с твёрдыми фазами; в) поздние вторичные существенно газовые; г) вторичные газово-жидкие двухфазные. Наиболее ранние первичные включения содержат две или более твёрдых фаз кубической формы, суммарный объём которых составляет от 35 до 60%, и газовый пузырек, занимающий 20-25 объёма вакуоли. Размер первичных включений-десятки-первые сотни микрон, хотя встречаются и более мелкие.

Кубические изотропные кристаллы по оптическим свойствам и поведению при нагревании отнесены к галиту и сильвину, реже определяется кароббиит (КР). Следовательно, хлориды натрия и калия в составе законсервированных

растворов играют определяющую роль. Среди прочих минералов-узников различаются бесформенные кристаллики с высоким показателем преломления.

Гомогенизация газово-жидких включений с твёрдыми фазами в большинстве случаев происходит при температуре около 400°С. Температура растворения сильвина составляет 118-120 °С, галит растворяется около 140 °С; иногда во включениях присутствует минеральная фаза-спутник, состав которой соответствует альбиту. Солёность минералообразующих флюидов составляет не менее 36,6%.

По результатам криометрии, температура эвтектики составляет -78 °С, а самая низкотемпературная твердая фаза начинает подплавляться при температуре -75 °С, что соответствует совместному присутствию в растворе хлоридов лития и кальция (Борисенко, 1982).

Условия образования гидротермальных образований изучались в образцах из грейзеновых тел жильной формы и пространственно сопряженных с ними кварцевых прожилков и маломощных жил кварца, содержащих рудные минералы. Первичные включения в кварце грейзенов - кристаллофлюидные. Состав фаз в этих включениях не определен из-за их незначительных размеров, а температура гомогенизации составляет порядка 470-500 °С; при дальнейшем нагреве включения большей частью разгерметизируются. Температура эвтектики растворов включений раннего периода (-78,57.-79 °С) указывает на присутствие в растворах соединений: ЫС1 - МдС12-Н20, ЫС1 - СаСЦ-Н20, ЫС1 - КС1-Н20. При проведении криометрических опытов нами зафиксированы ромбические кристаллы, существующие при Т = -33 °С (МдС12х12Н20). Вероятнее всего, полученную температуру эвтектики правомерно интерпретировать как свидетельство присутствия в растворах УС1 - МдС12-Н20, т.е. в катионной части хлоридов, кроме натрия, присутствуют литий и магний. Давление в этот период минералообразования оценивается в 2,2-2,3 кбар, однако в присутствии обнаруженной в вакуолях углекислоты оно могло быть и ниже, так как гетерогенизации углекислоты в нашем случае не наблюдается.

Гидротермальные прожилки с игольчатыми кристаллами вольфрамита и пластинчатыми — мусковита содержат кристаллы друзовидного кварца, который имеет зональное строение и индукционные поверхности роста с вольфрамитом. В корневой части кристаллов кварца обнаружены первичные газово-жидкие включения - вакуоли, содержащие две твердых фазы (изотропную и анизотропную - в сумме около 30% объема), газовый пузырек (около 25% объема) и раствор. Эти включения имеют температуру гомогенизации около 450 °С и эвтектики в интервале -23,5./.-23,0 °С. Следующая (от центра к периферии кристалла) зона кварца содержит включения мусковита и вольфрамита, а также двухфазовые газово-жидкие включения, состоящие только из газа (20-25%) и раствора. Температура гомогенизации этих включений составляет 330-320 °С, а протаивание эвтектики - минус 21 °С. Судя по отсутствию твердых фаз в вакуолях и температуре плавления льда (до -0,3 °С) в этих включениях, концентрация растворов в процессе отложения вольфрама резко понизилась.

Результаты термобарогеохимического исследования подтверждают геологические наблюдения о том, что кварцевые прожилки формировались позже зон грейзенизации. Снижение температуры гидротермального процесса сопровождалось изменением состава минералообразующих растворов,

хотя на всех стадиях преобладали галогениды (хлора больше, чем фтора), и уменьшением их концентрации. На временном отрезке, соответствующем отложению вольфрама, эти изменения носили скачкообразный характер. После отложения вольфрамита на рубеже около 330°С резко изменился состав раствора и снизилась его концентрация. В ранних (дорудных) включениях присутствуют две твердых фазы: одна из них - хлорид натрия (температура бинарной эвтектики -21./.-23 °С), вторая анизотропная фаза, вероятно, представляет собой труднорастворимую соль (кристаллогидрат, образующий бесцветные таблички, Ng меньше N раствора (Рейф, 1982, Справочник, 1971), температура его растворения в присутствии льда доходит до -2 °С. При выпадении вольфрамита (с понижением температуры) резко меняются состав и концентрация раствора. Это обстоятельство приводит к заключению, что из раствора должна была исчезнуть легкорастворимая соль вольфрама с низкой бинарной эвтектикой (-21 °С), причем произошло это одновременно с резким понижением концентрации хлорида натрия.

Изложенные данные по изучению особенностей флюидного режима свидетельствуют о том, что мы имеем дело с одним магматическим комплексом, фиксируя разные этапы его эволюции. Это подтверждается Р-Т параметрами,'одинаковыми для гранитной (750-800 °С и 4,3-5,5 кбар) и сиенитовой (650-800 °С и 1,5-5 кбар) магм и более низкими для пегматитов (400-650 °С и 450 бар), а также грейзенов (358-500 °С и 1,3-2,2 кбар).

ГЛАВА 3. ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ РМС ШИБАНОВСКОГО РУДНОГО УЗЛА

В главе 3 приводится краткая характеристика основных генетических типов месторождений с тантал-ниобиевой и редкоземельной минерализацией, как мирового уровня, так и Дальнего Востока.

Наше внимание к этому типу связано с обнаружением в Шибановском рудном узле, имеющем оловянно-вольфрамовую специализацию, неизвестных здесь ранее щелочных сиенитов, со специализацией на редкоземельное оруденение (монацит, ксенотим, циркон, пирохлор, дэлиит, чералит, брабантит и др.).

Среди тантал-ниобиевых и редкоземельных месторождений выделяют многочисленные промышленные и потенциально-промышленные типы (щелочные и литий-фтористые граниты, редкометальные пегматиты, россыпи; эгириновые нефелиновые сиениты, лопаритовые уртиты и ийолит-уртиты, карбонатиты и коры их выветривания) (Методические рекомендации..., 2007; Полякова, 2003), большая часть которых связана со щелочными магматическими породами или метасоматитами.

Анализ процессов образования месторождений, как правило, в основе использует системный или модельный подходы. Прежде чем приступить к построению модели РМС, стоит уточнить, что из множества определений РМС, приведённых в работах (Гоневчук, 1999; Спиридонов, 2003; и др.), нами под термином «рудно магматическая (магматогенно-рудная) система» будет подразумеваться закономерно развивающаяся в пространстве и времени геологическая система, исходной причиной развития которой является магматический процесс, а следствием - рудонакопление.

История формирования Шибановского интрузивного массива в соответ-

ствии с установленными особенностями состава, геохимических признаков и возрастом слагающих его пород представляется двухэтапной (рис. 12).

На первом этапе в интервале от 62±2млн. лет в результате внутрикамерной дифференциации порции риолитового расплава, внедрившейся в верхние горизонты земной коры из первичного магматического очага, образовались граниты четырех фаций Шибановского массива. Основные рудные компоненты пегматитов, кварцевых жил и грейзенов экстрагировались из гранитов, главным образом, второй и третьей фаций Шибановского массива.

Сохранившийся на глубине «остаточный магматический очаг», состав магмы которого, вероятнее всего, мог быть дацитовым, продолжал эволюцию с образованием из «ощелоченного» под влиянием глубинного (сквозьмагма-тического) флюида расплава того же первичного очага в условиях высокой тектонической активности (режим скольжения литосферных плит) (Мартынов, Ханчук, 2012). Сдвиг в область кристаллизации богатых альбитом сиенитов и альбититов мог быть обусловлен привносом в систему и, соответственно, ростом активности фтора.

Наиболее значимым событием в этой эволюции могло быть обогащение

Рис. 12. Генетическая модель формирования РМС (на примере Шибановского рудного узла).

1-4 слои коры: 1 - «мантия», 2 - «базальтовый», 3 - «гранодиоритовый», 4 - «осадочный»; 5-10 - магматические породы и их расплавы (интрузивные: 5 - габбро, 6 — гранодиориты, плагиограниты, 1 - граниты, 8 - щелочные сиениты, 9 - жилы апли-тов, пегматитов, кварца, а также дайки кислых и основных пород; вулканические: 10- андезитовые порфириты и дациты); 11 - глубинные разломы, 12- направления движения флюидов и расплавов, 13 - направление движения в слоях коры, 14 - очаг, продуцирующий расплавы и редкоземельные элементы, 15 - геохимическая специализация магматических комплексов.

дацитового расплава щелочами с образованием расплава сиенитового, из которого кристаллизовались щелочные сиениты, содержащие минералы редких земель, преобразованные более поздними процессами в метасоматические альбититы, в которых также наблюдается редкоземельная минерализация. Главным фактором такого преобразования можно предполагать флюидный поток астеносферного диапира, индикатором которого могут быть очень редкие в изучаемом районе дайки субщелочных базитов.

Обобщение данных главы 3 позволяет высказать некоторые предположения о сходстве акцессорных минералов в породах массивов щелочных сиенитов Дальнего Востока, в частности Шибановского рудного узла, с месторождениями мирового уровня. Выявленные общие черты месторождений редкоземельных элементов Сихотэ-Алинского орогенного пояса позволяют рассматривать их как комплексные объекты, возможно, перспективные на редкоземельную минерализацию и вызывают необходимость изучения и пересмотра масштабов оруденения. На основании ряда признаков, изложенных в работах (Kogarko, 2007, 2011; Когарко, 2011, Наумов, 2008; Полякова, 2003; и др.), щелочные породы Шибановского рудного узла сходны с известными крупными и уникальными месторождениями, относимыми к типам:

1) ниобий-танталовых в метасоматитах по гранитоидам щелочного ряда или

2) танталовым в корах выветривания пегматитов (с Sn, Be). Масштабы проявления редкоземельной минерализации еще предстоит оценить.

На основании вышеизложенного формулируются три защищаемых положения:

1. Рудоносные граниты и щелочные сиениты, продуцирующие соответственно редкометапьное и редкоземельное оруденение Шибановского рудного узла, принадлежат единой магматической ассоциации палеогенового возраста, формирование которой происходило при частичном плавлении на разных уровнях раннепалеозойской континентальной коры (граниты А-типа) и подкоровой мантии Матвеевско-Нахимовского террейна (сиениты 1-А-типа).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате выполненных исследований установлено:

1. Магматический комплекс РМС Шибановского рудного узла (по результатам K-Ar датирования) палеогенового возраста представлен «коровыми» (граниты) -А, и «мантийно-коровыми» (щелочные сиениты) -A-I петрохимическими типами, характеризующими расплавы разных гипсометрических уровней коры.

2. Эволюция магматического комплекса привела к формированию разнотипного по элементному составу оруденения. Эволюция гранитной магмы завершилась формированием пегматитов, грейзенов, а также более удалённых

от магматического этапа кварцевых жил с олово-вольфрамовой минерализацией. Для щелочных сиенитов установлены признаки редкоземельной метал-логенической специализации, с образованием таких минералов, как чералит, брабантит, дэлиит, ксенотим.

3. Кристаллизация гранитов Шибановского массива происходила в более восстановительных, умеренно-температурных условиях, при низкой активности потенциала воды в расплаве, по сравнению с гастингситовыми сиенитами массива. Эгириновые сиениты, в отличие от гастингситовых разностей, кристаллизовались в более восстановительных условиях, близких к параметрам кварц-магнетит-фаялитового буферного равновесия (при низкой активности потенциала воды в расплаве).

4. Результаты термобарогеохимических исследований показывают, что магматический процесс и гидротермальное рудообразование являются последовательными этапами эволюции единой рудно-магматической системы. Характеристики расплавных и сопутствующих им флюидных включений в магматическом кварце гранитоидов свидетельствуют о кристаллизации этих пород в интервале температур 800-750 °С и давлений 4,3-5,5 кбар из расплавов, содержащих Li во флюидной фазе. Концентрация воды в расплаве, из которого формировались гранитоиды, составляла 4,8-6,0 масс. %.

5. Условия образования щелочных сиенитов ограничены температурным интервалом 800-650 °С и вариациями флюидного давления от 1,5 до 4 кбар. Сиениты кристаллизовались из расплавов, обогащенных кальцием и фтором. Концентрация воды в расплаве составляла около 3,9%.

6. Образование пегматитов происходило в позднемагматический (после-гранитный) временной этап из гетерогенного флюида P-Q типа, в температурном интервале 650-400 °С и давлении около 450 бар, при участии углекислот-ных литий-фтористых растворов.

7. Формированию грейзенов и кварцевых прожилков в гранитах соответствовал температурный интервал 500-358 °С. Их кристаллизация происходила из растворов с высокой общей минерализацией преимущественно хло-ридного состава, при меньшем участии фтора, в присутствии катионов лития и магния, в интервале давлений от 2,2 до 1,3 кбар.

8. Для объяснения источников и механизма магмогенерации, вероятно, была бы применима существующая модель образования расплавов щелочных сиенитов как остаточных порций при фракционной кристаллизации гранитной магмы (Barberi et al., 1975; Ярмолюк, Коваленко, 1991), сопровождающаяся накоплением в остаточных порциях магмы РЗЭ и летучих компонентов.

Однако, в рамках этой модели не находит объяснения комплекс выявленных нами при изучении гранитов и сиенитов признаков, таких как высокие содержания щелочей в сиенитах, обогащенность последних высокозарядными элементами, пестрота состава пород, возраст, различия геохимических и термобарогеохимических характеристик. Вероятнее всего, в магмообразовании принимали участие блоки нижней коры (или подкоровой мантии), субдуциро-ванные или погруженные каким-либо иным способом глубже раздела границы Мохо для Дальневосточного региона, геодинамическая обстановка развития которого в этот период неоднократно менялась в режиме чередований субдукции и скольжения литосферных плит (Ханчук, 1997).

9. Особенности генезиса РМС Шибановского рудного узла, геолого-

генетическая модель отражают специфику геодинамической обстановки развития палеогенового гранитоидного магматизма в структуре Востока Азии и геологические особенности строения вмещающего Шибановскую РМС ли-тосферного блока - Матвеевско-Нахимовского террейна.

Список опубликованных работ по теме диссертации:

1. Шабанова Ю.А., Залищак Б.Л., Ушкова М.А., Карманов Н.С. Дымчатый кварц из пегматитов Верхне-Шибановского олово-вольфрамового месторождения (Приморье)//Тихоокеанская геология, 2006. Т. 25. № 3. С. 75-81.

2. Шабанова Ю.А., Пахомова В.А., Залищак Б.Л., Кононов В.В., Карабцов A.A., Карманов Н.С. Хрусталеносные пегматиты Верхне-Шибановского месторождения (Сихотэ-Алинь, Приморский край) // Известия высших учебных заведений, 2008. № 5. С. 40-44.

3. Shabanova Y.A., Pakhomova V.A., Zalishchak B.L., Ushkova M .A. Fluid inclusions in quartz of pegmatites from the Verkhne-Shibanovsky deposit (in the Russian Far East) // The Journal of the Gemmological Association of Hong Kong, 2009. V. XXX. P. 84-86.

4. Шабанова Ю.А., Пахомова B.A. Петрология магматических пород полих-ронного массива и геодинамическая обстановка его формирования // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XXIV Всероссийской молодёжной конференции. Новосибирск, 2011. С. 129-130.

5. Шабанова Ю.А., Пахомова В.А., Екимова Н.И. Редкоземельные минералы щелочных сиенитов Верхне-Шибановского месторождения // Минералогия Северо-Восточной Азии. Материалы II Всероссийской научно-практической конференции. Улан-Удэ, ИД «Экое», 2011. С. 177-178.

6. Шабанова Ю.А., Пахомова В.А., Федосеев Д.Г. Источники и эволюция рудоносных магм на примере Верхне-Шибановского полихронного месторождения // Всероссийская конференция «Граниты и процессы рудообразова-ния». Москва, 2011. С. 144-145.

7. Шабанова Ю.А., Пахомова В.А., Федосеев Д.Г. Геохимия и особенности формирования магматических пород Шибановского рудного поля // X сессия конференции «Новые идеи в науках о Земле». Москва, 2011. С. 136.

8. Stepnova Y.A., Pakhomova V.A. Pegmatites of the Shibanovsky Ore Field (Russian Far East): Physical-chemical parameters // 4,h Biennial Conference on Asian Current Research on Fluid Inclusions ACROFI IV, 2012. Brisbane, Australia. P. 83-84.

9. Степнова Ю.А., Пахомова B.A., Федосеев Д.Г Соотношение магматического и гидротермального этапов формирования Верхне-Шибановского ру-допроявления // Тезисы XV Всероссийской конференции по термобарогеохи-мии. Москва, 2012. С. 80-81.

10. Степнова Ю.А., Пахомова В.А. Магматизм и металлогения Шибановского рудного поля // Современные проблемы магматизма и метаморфизма. Материалы Всероссийской конференции, посвященной 150-летию академика Ф.Ю. Левинсона-Лессинга и 100-летию Г.М. Саранчиной. Т. 2. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2012. С. 252-255.

Юлия Андреевна СТЕПНОВА

ГЕНЕЗИС И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ ФОРМИРОВАНИЯ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ ШИБАНОВСКОГО РУДНОГО УЗЛА

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Подписано к печати 18.12.2012 г. Печать офсетная. Формат 60x90/16. Бумага офсетная. Усл. п. л. 1,5. Уч.-изд. л. 1,06. Тираж 100 экз. Заказ 133

Отпечатано в типографии ФГУП Издательство «Дальнаука» ДВО РАН 690041, г. Владивосток, ул. Радио,7

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Степнова, Юлия Андреевна

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И

МЕТАЛЛОГЕНИИ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ.

1.1. Геологическое строение и история развития.

1.2. Осадочные комплексы.

1.3. Метаморфические комплексы.

1.4. Магматические комплексы.

1.5. Металлогения.

ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЯ, ПЕТРОЛОГИЯ, ТЕРМОБАРОГЕОХИМИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ И МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ПОРОД

ШИБАНОВСКОГО РУДНОГО УЗЛА.

2.1. Геолого-структурная позиция и особенности геологического строения Шибановского рудного узла.

2.2. Петрология магматических пород.

2.2.1. Петрография.

2.2.2. Петрогеохимия.

2.2.3. Типоморфизм породообразующих и акцессорных минералов.

2.3. Термобарогеохимия магматических и постмагматических пород.

2.4. Металлогеническая специализация рудного узла.

ГЛАВА 3. ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ РМС

ШИБАНОВСКОГО РУДНОГО УЗЛА.

3.1. Генетические типы месторождений с тантал-ниобиевой и редкоземельной минерализацией.

3.1.1. Крупнейшие месторождения мира.

3.1.2. Месторождения Сихотэ-Апиня.

3.2. Генетическая модель РМС Шибановского рудного узла.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Генезис и флюидный режим формирования рудно-магматической системы Шибановского рудного узла"

Актуальность исследования. Проблемы генезиса и металлогенической специализации магматических пород всегда вызывали особый интерес ученых и геологов-практиков. В решении этих проблем специалисты приходят к разным выводам. Одни предполагают что металлогенические особенности магматических ассоциаций (комплексов) определяются спецификой процессов магмообразования, происходящих в нижних частях коры и в мантии, другие считают, что рудоносные магматические комплексы формируются в заключительные стадии эволюции интрузивных серий (одновременно с внедрением послегранитовых даек), а их геохимическая и металлогеническая специализация зависит в основном от содержания полезных компонентов во вмещающих породах.

Одним из ключевых моментов в решении этих проблем является комплексное изучение объектов — рудно-магматических систем (РМС) — в которых связь процессов магматизма и рудообразования не вызывает сомнения. К таковым, несомненно, относятся системы, рудообразование которых проявляется на магматической (акцессории, миаролы и пегматиты) и ранней постмагматической (грейзены и кварц-полевошпатовые жилы) стадиях эволюции.

Автором для исследования выбран Шибановский рудный узел, являющийся частью Марьяновского рудного района, Арсеньевской металлогенической зоны Приморья. Выбор объекта был обусловлен присутствием в нём указанного выше сообщества магматических и рудных образований, а также наличием россыпи, в которой наряду с главным рудным минералом — касситеритом, присутствуют минералы — концентраторы редкоземельных элементов (РЗЭ), источник которых однозначно не установлен.

Цель и задачи исследования. Основная цель исследования — построение геолого-генетической модели Шибановской РМС, продуцирующую Sn-W и редкоземельную минерализации.

Для достижения этой цели предусматривалось решение следующих задач:

1 — петрографическое и петрохимическое изучение магматических пород Шибановского рудного узла

2 — установление возрастных взаимоотношений магматических пород (гранитов, пегматитов и сиенитов) и сопровождающих их рудных образований

VmaV U'tV't« ч «I ' *М'1> >ti "(г

• 1 il4 Slf^ih

In ,■», f t к у,.

- \ ny'>V,r, iy ,h V, M'jU; i fW 1 I

I i?V A

I vir' h'I VI .41, m ti1

3 — изучение распределения профилирующих рудных и редких элементов в магматических породах и слагающих их минералах

4 — определение температуры, давления, солевого состава включений в гранитах, пегматитах, сиенитах, а также постмагматических образованиях

5 — уточнение возраста магматических пород Шибановского массива.

6 — на основании полученных данных построить модель формирования РМС Шибановского рудного узла, отражающую главные особенности его магматических и рудных образований.

Объект исследования. Объектом для решения перечисленных задач выбран Шибановский рудный узел, включающий Верхне-Шибановское рудопроявление и Западно — и Восточно-Шибановское россыпные поля (Приморский край), а также поля пегматитов в пределах Шибановского массива. Выбор обусловлен, с одной стороны, слабой изученностью объекта исследований, с другой - его неординарностью, которая проявлена как в сочетании оловянной (с Pb, Zn и Be), вольфрамовой и редкоземельной минерализации с проявлениями камнесамоцветного сырья, так и в особенностях состава магматических комплексов, с которыми связано оруденение.

Фактический материал, методы исследования и личный вклад автора в решение проблемы. Основой диссертации послужили материалы, собранные автором и сотрудниками геммологической лаборатории ДВГИ ДВО РАН в период 2006 - 2011 г.г. в процессе целенаправленных полевых исследований на площади Шибановского массива. В предлагаемой работе использовались как традиционные методы - петрографический, химический, спектральный, рентгенофлуоресцентный, так и специфический термобарогеохимический (главным образом крио- и термометрия) в комплексе с методами локального исследования микрообъектов. Из образцов пород и минералов было изготовлено 200 шлифов и 100 пластинок, которые изучены разными минералого-петрографическими методами. Выполнено 45 химических и 15 спектральных анализов магматических и метасоматических пород, в 14 пробах определены 4 микроэлементы-примеси методом ИСП-МС, в 30 - рентгенфлуоресцентным методом.

В термометрических опытах изучено около 130 флюидных включений. Для микроанализа было подготовлено и проанализировано более 20 минеральных, 35 расплавных, а также 15 серий углекислотных сингенетичных расплавным, несколько десятков кристаллофлюидных, газово-жидких включений.

Оптическая микроскопия. Для идентификации минеральных фаз во включениях изучались шлифы и пластинки (по методу "зеркального отражения" ) при различных увеличениях (от х50 до хЮОО). Для просмотра шлифов и пластин использовался оптический поляризационный микроскоп NIKON Е 600 POL (NIKON Е - 600 POL Optical Microscope for Geological Studies), Jeol (Япония) в комплекте с приставкой для отраженного света, набором длиннофокусных объективов и цифровой телекамерой.

Атомная абсорбция. Этот метод применялся для выявления элементов-примесей в кварцах, с целью получения данных о природе их окраски. Метод подготовки проб: производилась выборка кварцев от просвечивающих до непрозрачных, цвет образцов определялся визуально. Проанализировано 15 образцов.

Определение возраста K-Ar методом. Определение содержания радиогенного аргона проводилось на масс-спектрометре МИ-1201 ИГ в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии СВКНИИ ДВО РАН (аналитики: Александрова Н.М., Люскин А.Д., Новик К.К.) по методике 3-й категории: «Калий-аргоновый метод определения радиологического возраста пород» (Фор, 1989). При расчете возраста использовались константы: Лк=0.581*Ю"10год"1, ЛЬ -=4.962*10-10год'1, ЗЭК-93,26; 40К-0,01167; 41К-6,73 (ат.%); изотопное отношение атмосферного аргона 40Аг/36Аг=295,5.

Инфракрасная спектроскопия. ИК-спектры поглощения образцов снимались с целью исследования газово-жидких включений в плоскополированных пластинках в кварцах. Исследовано 10 проб. Исследования проводились в области 650-2000 см"1 на Фурье - спектрометре «Nicolet 6700» (Thermo Electron Corp., USA, Madison) в ДВГИ ДВО РАН (к. г.-м.н., В.В. Кононовым).

Определение содержания главных элементов, элементов-примесей (в том числе редкоземельных элементов) в породах и минералах было выполнено методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на ИСП-МС5 спектрометре Agilent 7500, аналитики: н.с. M.Г. Блохин; В.Н. Каминская; Г.А. Горбач; Н.В. Хуркало.

КР-спектроскопия. Спектры комбинационного рассеяния света во флюидных включениях изучались в Институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН (аналитик к. г.-м.н., С.З. Смирнов) при комнатной температуре в диапазоне от 200 до 1200 см"1 с помощью КР-спектрометра X-Y Dylor OMARS69. В качестве возбуждающего излучения использовался луч Аг лазера с длиной волны 514 нм и выходной мощностью ~0,3 Вт. Регистрация спектра проводилась с использованием CCD детектора Princeton University, охлаждаемого по принципу Пелтье. Диаметр области возбуждения составлял около 2 мкм.

Термобарогеохимия. В работе применялись методы волюмометрии и динамической фазометрии, гомогенизации и барометрии. Термометрические исследования включений выполнялись по общепринятой методике, с учетом рекомендаций, изложенных в работах Ю.А. Долгова, В.П. Чупина, Э.Реддера, Ф.Г. Рейфа, (Долгов и др., 1968;Ермаков и др., 1979; Чупин, 1982; Реддер, 1987; Рейф и др., 1976, 1982, 1990, 2001, 2009). Для опытов с флюидными включениями (ФВ) использовался оптический поляризационный микроскоп NIKON Е - 600 POL (Optical Microscope for Geological Studies, Jeol, Япония) в комплекте с приставкой для отраженного света, набором длиннофокусных объективов, цифровой телекамерой, термостоликом (для нагрева), криостоликом (для охлаждения), (Heating / Cooling NIKON Е - 600 POL Microscope), компьютером и программным обеспечением, оптическим стереомикроскопом - для пробоподготовки, осветителями, аксессуарами для установки цифровой фотокамеры и др. комплектующими.

Для изучения структуры образцов кварца использовался атомно-силовой микроскоп (ИХ ДВО РАН, аналитик В.Г. Курявый). Съёмки АСМ проводились на микроскопе марки Solver, производства фирмы NT-MDT (г. Зеленоград, Россия), в двух режимах - амплитудном и фазовом представлениях.

Метод рентгеноспектрального микроанализа (четырехканальный микроанализатор JXA - 8100 в диапазоне от В до U; производство компании Jeol Со Ltd; кристаллы - анализаторы: LiF, PET, ТАР, LDE2), использовался для изучения состава минералов, входящих в граниты и щелочные сиениты. Энергодисперсионный спектрометр производства Oxford Instruments в (ДВГИ ДВО РАН, аналитик Н.И. Екимова). Программное обеспечение позволяет проводить 6 расчеты методами ZAF коррекции и фи-ро-зет методами. Проанализировано 30 образцов (150 анализов минералов).

Вторично-ионная масс-спектрометрия (ионный зонд). Данным методом проводился локальный элементный количественный микроанализ твёрдотельных образцов. Анализы выполнены в Ярославском филиале Физико-технологического института РАН (аналитик, к. ф.-м.н., С.Г. Симакин) на вторично-ионном масс-спектрометре САМЕСА IMS-4F.

Рентгенофлуоресцентный анализ применялся для выявления элементов-примесей в гранитах и щелочных сиенитах при помощи спектрометра S4 Pioneer (ДВГИ ДВО РАН, аналитик, к.г.-м.н. Е.А. Ноздрачёв). Исследовано 30 проб.

Эмиссионный спектральный анализ использовался для получения полной информации об элементном составе отдельных минералов. При количественном анализе использовался прибор PGS II (ДВГИ ДВО РАН, аналитики: Л.И. Азарова, В.И. Сеченская), а для полуколичественного — ДФС - 8 (ДВГИ ДВО РАН, аналитик Т.К. Бабова). Проанализировано 15 образцов.

Рентгенографические исследования пород Шибановского массива проводились с целью выяснения особенностей изоморфных замещений в минералах на дифрактометре ДРОН - 3, (лаборатория рентгеновских методов ДВГИ ДВО РАН, аналитик Т.Б. Афанасьева). Изучены 10 образцов. Результаты рентгенофазового анализа представлены в виде соответствующих дифрактограмм. Идентефицикация дифрактограмм выполнялась при использовании программы PDWin 3.0.

Научная новизна.

1. Впервые в составе магматической ассоциации Шибановского рудного узла среди пород ранее известного гранит-лейкогранитового комплекса выделены сиениты; выполнено их петрографическое и минералогическое изучение, определены минеральный состав, изотопный возраст и установлена металлогеническая специализация этих пород на редкоземельное оруденение.

3. Разработана геолого-генетическая модель формирования магматических пород Шибановского рудного узла.

Практическая значимость. В пределах Шибановского рудного узла установлены магматические породы различных геохимических типов — граниты, щелочные сиениты, альбититы, а также щелочные метасоматиты и связанное с ними редкоземельное оруденение, востребованность которого в мировой экономике в настоящее время очень высока. Изложенные в работе научные результаты, направленные на разработку геолого-геохимических критериев прогнозирования подобного оруденения, могут найти применение в производственной практике для выявления редкоземельной минерализации в слабоизученных районах Приморья. Они могут быть использованы при изучении магматических пород, оценке их металлогенической специализации, решении спорных вопросов минерагении. Методические подходы, предложенные автором, можно использовать при выяснении роли гранитоидов в формировании эндогенных рудных месторождений и при изучении эволюции рудоносных растворов.

Апробация работы. Основные положения работы докладывались и обсуждались на XXIï Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» Иркутск, 2007; на VIII Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле» Москва, 2007; на Всеросийской конференции студентов, аспирантов и молодых учёных по физике, Владивосток, 2007; на сессиях ученого совета ДВГИ ДВО РАН, Владивосток, 2007-2011; на Третьей научной конференции «Геммология» Томск, 2007; на XXV Всероссийском семинаре с участием стран СНГ, школа «Щелочной магматизм Земли» Санкт-Петербург, 2008; на Второй региональной конференции молодых учёных, Владивосток, 2008; на XIII Международной конференции по термобарогеохимии и VI симпозиум APIFIS, Москва, ИГЕМ РАН, 2008; на Четвёртой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле, Новосибирск, 2008; на XXIII Всероссийской молодёжной конференции «Строение литосферы и геодинамики», Иркутск, 2009; на IV Научной конференции «Геммология» Томск, 2009; Конференции, посвященной 110-летию со дня рождения академика Д.С. Коржинского «Физико-химические факторы петро-и рудогенеза: новые рубежи». Москва, 2009; на Конкурсе молодых учёных, Владивосток, 2010; на XXIV Всероссийской молодёжной конференции «Строение литосферы и геодинамика» Иркутск, 2011; на Всероссийской конференции «Граниты и процессы рудообразования», Москва, 2011; на XV Всероссийской конференции по термобарогеохимии, Москва, ИГЕМ РАН, 2012; на конференции «Современные проблемы магматизма и метаморфизма» Санкт-Петербург, 2012.

По теме диссертации опубликовано 45 работ (41 тезис и 4 статьи).

Благодарности. Диссертация выполнена в ДВГИ ДВО РАН. В основу работы положены результаты многолетних исследований автора, которые проводились в плане НИР ДВГИ геммологической лаборатории, а на заключительном этапе - лаборатории минерагении рудных районов.

Научные задачи исследования и основные подходы к их решению были определены совместно с научным руководителем академиком А.И. Ханчуком, к.г.-м.н. Б.Л. Залищаком, к.г.-м.н. В.А. Пахомовой. Исследование первичных расплавных и сопутствующих им углекислотных включений в гранитах, сиенитах и пегматитах Шибановского рудного узла проведено благодаря содействию к.г.-м.н. В.А. Пахомовой (ДВГИ ДВО РАН). Всем перечисленным автор выражает свою искреннюю благодарность за всестороннюю помощь и поддержку на всех этапах работы. Кроме того, автор признателен за терпение, проявленное в процессе многократных консультаций и критические замечания, высказанные во время предварительного обсуждения разделов диссертации д.г.-м.н. Гоневчуку В.Г., д.г.-м.н. Валуй Г.А., к.г.-м.н. Ваху A.C., д.г.-м.н. Гвоздеву

B.И., к.г.-м.н. Гребенникову A.B., к.г.-м.н. Чащину A.A., д.г.-м.н. Голозубову В.В., д.г.-м.н. Казаченко В.Т. Автор считает приятным долгом выразить искреннюю благодарность членам коллектива геммологической лаборатоии м.н.с. Карась O.A., к.г.-м.н. Тишкиной В.Б., Федосееву Д.Г., м.н.с. Буравлёвой С.Ю., Жарченко

C.Ю. за помощь при проведении полевых работ, дружескую поддежку и внимание. За содействие в проведении анализов на микрозонде и рентгеновской аппаратуре автор выражает глубокую благодарность к.г.-м.н. Карабцову A.A., Екимовой Н.И., к.г.-м.н. Ноздрачёву Е.А., а также сотрудникам лаборатории аналитической химии Зарубиной Н.В., Бабовой Т.К., Сеченской В.И., Азаровой З.С., Блохину М.Г., Каминской В.Н., Хуркало Н.В., Горбач Г.А.

Основные защищаемые положения

1. Рудоносные граниты и щелочные сиениты, продуцирующие соответственно редкометальное и редкоземельное оруденение Шибановского рудного узла, принадлежат единой магматической ассоциации палеогенового возраста, формирование которой происходило при частичном плавлении на разных уровнях раннепалеозойской континентальной коры (граниты A-типа) и подкоровой мантии Матвеевско-Нахимовского террейна (сиениты 1-А типа).

2. Магматические породы Шибановского рудного узла палеогенового возраста — граниты, сиениты — и ассоциирующиеся с ними рудные образования — пегматиты, полевошпатовые метасоматиты, грейзены — возникают как следствие эволюции в пространстве и времени единой РМС.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Степнова, Юлия Андреевна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате выполненных исследований установлено:

1. Магматический комплекс РМС Шибановского рудного узла (по результатам K-Аг датирования) палеогенового возраста представлен «коровыми» (граниты) — А, и «мантийно-коровыми» (щелочные сиениты) - A-I петрохимическими типами, характеризующими расплавы разных гипсометрических уровней коры.

2. Эволюция магматического комплекса привела к формированию разнотипного по элементному составу оруденения. Эволюция гранитной магмы завершается формированием пегматитов, грейзенов, а также более удалённых от магматического этапа кварцевых жил с олово-вольфрамовой минерализацией.

3. Для щелочных сиенитов установлены признаки редкоземельной металлогенической специализации, с образованием таких минералов, как чералит, брабантит, дэлиит, ксенотим.

4. Кристаллизация гранитов Шибановского массива происходила в более восстановительных, умеренно-температурных условиях, при низкой активности потенциала воды в расплаве, по сравнению с гастингситовыми сиенитами массива. Эгириновые сиениты, в отличие от гастингситовых разностей, кристаллизовались в более восстановительных условиях, близких к параметрам кварц-магнетит-фаялитового буферного равновесия (при низкой активности потенциала воды в расплаве).

5. Результаты термобарогеохимических исследований показывают, что магматический процесс и гидротермальное рудообразование являются последовательными этапами эволюции единой рудно-магматической системы. Характеристики расплавных и сопутствующих им флюидных включений в магматическом кварце гранитоидов свидетельствуют о кристаллизации этих пород в интервале температур 800-750°С и давлений 4,3-5,5 кбар из расплавов, содержащих Li во флюидной фазе. Концентрация воды в расплаве, из которого формировались гранитоиды, составляла 4,8-6,0 мас.%.

6. Условия образования щелочных сиенитов ограничены температурным интервалом 800-650°С и вариациями флюидного давления от 1,5 до 4 ш

0,¡, I гИ' м y^'Mj t I ¿ ии 1' ■ i< і кбар. Сиениты кристаллизовались из расплавов, обогащенных кальцием и фтором. Концентрация воды в расплаве составляла около 3,9 %

7. Образование пегматитов происходило в позднемагматический (послегранитный) временной этап из гетерогенного флюида P-Q типа, в температурном интервале 650-400°С и давлении около 450 бар, при участии углекислотных литий-фтористых растворов

8. Формированию грейзенов и кварцевых прожилков в гранитах соответствовал температурный интервал 500-358°С. Их кристаллизация происходила из растворов с высокой общей минерализацией преимущественно хлоридного состава, при меньшем участии фтора, в присутствии катионов лития и магния, в интервале давлений от 2,2 до 1,3 кбар.

9. Для объяснения источников и механизма магмогенерации, вероятно, была бы применима существующая модель образования расплавов щелочных сиенитов как остаточных порций при фракционной кристаллизации гранитной магмы (Barben et al. 1975, Ярмолюк, Коваленко, 1991), сопровождающаяся накоплением в остаточных порциях магмы РЗЭ и летучих компонентов

Однако в рамках этой модели не находит объяснения комплекс выявленных нами при изучении гранитов и сиенитов признаков, таких как высокие содержания щелочей в сиенитах, обогащенность последних высокозарядными элементами, пестрота состава пород, возраст, различия геохимических и термобарогеохимических характеристик. Вероятнее всего, в магмообразовании принимали участие блоки нижней коры (или подкоровой мантии), субдуцированные или погруженные каким-либо иным способом глубже раздела границы Мохо для Дальневосточного региона, геодинамическая обстановка развития которого в этот период неоднократно менялась в режиме чередований субдукции и скольжения литосферных плит (Ханчук, 1997)

10. Особенности генезиса РМС Шибановского рудного узла, геолого-генетическая модель отражают специфику геодинамической обстановки развития палеогенового гранитоидного магматизма в структуре Востока Азии и геологические особенности строения вмещающего Шибановскую РМС литосферного блока - Матвеевско-Нахимовского террейна. i 1 u

Ц viV^/J

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Степнова, Юлия Андреевна, Владивосток

1. Андреева Е.Д., Кононова В А, Свешникова Е.В., Яшина P.M. Магматические горные породы. Т. 2. М.: Наука, 1984.

2. Бакулин Ю.И. Систематизация оловоносных и золотоносных рудных систем для целей прогнозирования. М: Недра, 1991. С 22-44.

3. Берзин H.A., Колман Р.Г., Добрецов Н.Л., Зоненштайн Л.П., Сяо Сучань, Чанг Э.З. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика, 1994, т. 35, № 7-8, с. 8-28.

4. Богатиков O.A. и др. Магматические горные породы. Т. 4. М.: Наука, 1987.

5. Борисенко A.C. Анализ солевого раствора газово-жидких включений в минералах методом криометрии. // Использование методов термобарогеохимии при поисках и изучении рудных месторождений. / Под ред. Н.П. Лаверова. М.: Недра, 1982. С. 37-41.

6. Борисенко A.C. Изучение солевого состава газово-жидких включений в минералах методом криометрии //Теория и геофизика. 1977. №8. С. 16-27.

7. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Житова Л.М., Павлова Г.Г. Состав магматогенных флюидов, факторы их геохимической специализации и металлоносности // Геология и геофизика, 2006, т. 47, № 12, с. 1308-1325.

8. Белянский Г.С. и др.Отчет по объекту № 14-10 "Создание комплекта государственной геологической карты масштаба 1:1 000 000 площади листа L-(52) (Пограничный), 53 (оз.Ханка); К-(52) (Владивосток), (53) (Находка) в 2-х книгах. Владивосток, 2006г.

9. Брянский Л.И. Плотностная структура земной коры и верхней мантии Восточной окраины Азиатского континента. Владивосток, Дальнаука, 1995. С. 92110.

10. Бураго А.И. Комплект геохимических карт южной половины Приморского края м-ба 1:1000 ООО и объяснительная записка к ним. Промежуточный отчет ТОО МИФ "Экоцентр" по объекту "Участок Приморский" за 1994-1997 гг. ТФ "Приморгеология", 1997.

11. Бураго А.И. Информационный отчет о результатах эколого-геохимических исследований северной части Приморского края и литомониторинга на объектах опытно-производственных полигонов. ТФ "Приморгеология", 1998.

12. Валуй Г.А. Полевые шпаты и условия кристаллизации гранитоидов (Прибрежная зона Приморья). М , «Наука», 1979.

13. Валуй Г.А., Москаленко Е.Ю. Первые данные по изотопии Sm-Nd и Sr мел-палеогеновых гранитоидов Приморья и некоторые вопросы их генезиса // ДАН, 2010, том 435, № 3, с. 365-368.

14. Валяшко М.В. Фазовые равновесия и свойства гидротермальных систем. М.: Наука, 1990, 270 с.

15. Великославинский С.Д. Геохимическая типизация кислых магматических пород ведущих геодинамических обстановок // Петрология. 2003. Т.11, №4. С.363-380.

16. Берниковская А.Е., Берниковский В.А., Матушкин Н.Ю., Полянский О.П., Травин A.B. Термохронологические модели эволюции лейкогрантов А-типа неопротерозойского коллизионного орогена Енисейского кряжа // Геология и геофизика, 2009, т. 50, № 5, с. 576-594.

17. Гвоздев В.И. Рудно-магматические системы скарновых шеелит-сульфидных месторождений Дальнего Востока России. Владивосток: Дальнаука, 2010. 338 с.

18. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2-х кн. / под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2006. - Кн. 2. - С. 573-981.151i "i, а1'1. У1 , 1 1

19. Геология Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана. Т.2. Магматизм и тектоника. Под ред. Л.И. Красного. «Недра», 1978. 248с.

20. Герасимовский В.И., Волков В.П., Когарко Л.Н. Геохимия Ловозёрского щелочного массива. М.: «Наука», 1966. 392с.

21. Гоневчук В.Г. Оловоносные системы Дальнего Востока: Магматизм и рудогенез //Дисс. На соискание уч. степ, доктора г-м. наук. Владивосток, 1999. 387 с.

22. Гоневчук В.Г. Оловоносные системы Дальнего Востока: магматизм и рудогенез. Владивосток: Дальнаука, 2002. 298 с.

23. Горкина А. П. География. Современная иллюстрированная энциклопедия. — М.: Росмэн. Под редакцией проф. 2006.

24. Горобец Ю.А. и др. Отчет о результатах картирования метаморфито-метасоматитов в Кировском рудном узле (Отчет партии Металлов за 1977-79 гг.). ТФ "Приморгеология", 1979.

25. Грабежев А.И., Вигорова В.Г., Чащухина В.А. Основные геохимические особенности гранитных массивов Восточно-Уральского поднятия // Геохимия.1981, №4. С.596-611.

26. Государственный баланс запасов полезных ископаемых. Редкоземельные металлы. М„ 1995-2002.

27. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Том 1. Ортосиликаты и кольцевые силикаты, из-во «Мир», Москва, 1965. 294 с.

28. Долгов Ю.А., Базаров Л.Ш., Бакуменко И.Т. Метод определения давления во включениях с помощью совместного применения гомогенизации и криометрии. II Минералогическая термометрия и барометрия. М., 1968. Т.2. С. 9-17.

29. Ермаков Н.П. Геохимические системы включений в минералах. М.: Недра, 1972. 376 с.

30. Ермаков Н.П., Долгов Ю.А. Термобарогеохимия. М.: Недра, 1979. 271 с.

31. Есипчук К.Е. Петрология, геохимия и рудоносность интрузивных гранитоидов Украинского Щита К:Наукова думка, 1990.-236с.

32. Заварицкий А.Н. О пегматитах как образованиях, промежуточных между изверженными горными породами и рудными жилами. 1947. № 1. С. 36-50.м ¡i1. I I ,,Kft Ii) 11 '( I It'l

33. Зак С.И., Каменев Е.А., Минаков Ф.В. и др. Хибинский щелочной массив. П.: Недра, 1972. 170 с.

34. Залищак Б.Л., Толок А А., Кулдошин В.М., Рачинская И.П. Щелочные породы Приморья // Геология и металлогения Советского сектора Тихоокеанского рудного пояса. Изд-во АН СССР. Москва. 1963. С. 134-147.

35. Залищак Б.Л. Кокшаровский массив ультраосновных и щелочных пород (Южное Приморье). Издательство «Наука». Москва. 1969. 146с.

36. Записки ВМО, 1982, вып 6, 4.111, Л., «Наука»

37. Зоненштайн Л.П., Кузьмин М.И., Наталов Л М Тектоника литосферных плит территории СССР // Москва: Недра, 1990.- 662 с.

38. Иванов B.C. О влиянии температуры и химической активности калия на состав биотита в гранитоидах (на примере Западно- и Восточно-Иультинского институтов Центральной Чукотки // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1970. № 7. С. 20-30.

39. Иванов Ю.Г. Металлогения олова Приморья. М.: Недра, 1971. 271 с.

40. Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие. 2001. Е.В. Скляров и др. М.: Интернет Инжиниринг, 288 с.

41. Калюжный В.А. Основные учения о минералообразующих флюидах. Киев, Наукова думка, 1982. 237 с.

42. Когарко Л.Н. Щелочной магматизм в истории Земли // Щелочной магматизм и проблемы мантийных источников. Иркутск, 2001, С. 5-17.

43. Когарко Л.Н. Рудный потенциал щелочных магм // Разведка и охрана недр. 2011. С. 60-65.

44. Кокорин A.M., Гоневчук В.Г., Кокорина Д К., Орехов A.A. Высокогорное оловорудное месторождение: особенности минерализации и генезиса. // Рудные месторождения континентальных окрайн. Вып. 2, т. 1. Владивосток: Дальнаука, 2001. С. 1-200.

45. Коржинский Д.С. Зависимость степени окисления железа в магме от щёлочности //Докл. АН СССР. 1978. Т. 238, №4. С. 948-950.153оруденение (Отчет по теме1. Б. 1.481.2/211: "Перспективы выявления305(16)11 ,

46. Костылева-Лабунцова Е.Е., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., и др. Минералогия Хибинского массива (минералы). Изд-во «Наука», 1978. Т. 1. 588 с.

47. Костылева-Лабунцова Е.Е., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н., и др. Минералогия Хибинского массива (минералы). Изд-во «Наука», 1978. Т. 2. 228 с.

48. Косухин О.Н., Бакуменко И.Т., Чупин В.П. Магматический этап формирования гранитных пегматитов. Новосибирск: Наука, 1984. 125 с.

49. Котельникова З.А. Синтетические и природные флюидные включения как основа моделирования режима летучих при петрогенезе / Дисс. на соискание уч. степ, докт г-м.наук. Москва, 2001. 273 с.

50. Котельникова З.А., Котельников А.Р. Синтетические NaF-содержэщие флюидные включения // Геохимия, 2002, № 6, с. 657-663.

51. Котельникова З.А., Котельников А.Р. NaF-содержащие флюидные включения в кварце при 450-500°С и Р=500-2000 бар //Геохимия, 2004, №8, с. 908912.

52. Котельникова З.А., Котельников А.Р. Метод синтетических флюидных включений в кварце при экспериментальном изучении системы вода-сульфат натрия // Геология рудных месторождений, 2009, том 51, № 1, с. 77-83.

53. Кривдик С.Г., Загнітко В.М., Стрекозов С.М. Рідкіснометалеві сієніти Українського щита: перспективи пошуків багатих руд цирконію та лантаноїдів // Минералогический журнал,- 2000.-Т. 22, № 1,- С.62-80.

54. Кудрин B.C. Усова Т.Ю., Чистов Л.Б. и др. Редкоземельные металлы России: состояние, перспективы освоения и развития минерально-сырьевой базы // Минеральное сырье. Серия геолого-экономическая, № 3 М., Изд. ВИМС, 1999, 72 с.

55. Кузнецов Ю.А. Шарапов В.Н., Меламед В.Г. О магматических фациях глубинности // Геология и геофизика № 7. 1973. С. 3 -16.

56. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука, 1985. 199 с.

57. Леликов Е.П. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейнов рек Белой и Заблуждения. Отчет Бельцовской партии о работах, проведенных в пределах трапеций L—53—111—Б и Г в 1965-1968 гг. ТФ "Приморгеология", 1968.

58. Ляхович В.В. Редкие элементы в породообразующих минералах гранитоидов. М., «Недра», 1972. 200 с.iVf 'ifVi, Vі1. Vi >\1541. 1иЧ1.iK1. W -чу,

59. Мартынов Ю.А. основы магматической геохимии. Владивосток: Дальнаука, 2010. 228 е.: 121 рис., 14 табл.

60. Мельников B.C., Возняк Д.К., Гречановская Е.Е., Гурский Д.С., Кульчецкая A.A., Стрекозов С.Н. Азовское цирконий-редкоземельное месторождение: минералогические и генетические особенности. Минерал, журн. 2000. Т. 22. № 1.

61. Маракушев A.A., Тарарин И.А. О минералогических критериях щёлочности гранитоидов // Изв. АН СССР. Сер.геол. 1965. 33. С. 20-37.

62. Мельников B.C. Генетическая модель Азовского месторождения. Зб1рник наук, праць Укр. держ. геологорозв. ¡н-ту. 2005. №1. С. 92-100.

63. Методические рекомендации по применению Классификации запасов месторождений и прогнозных ресурсов твёрдых ПИ. Ниобиевые, танталовые руды и редкоземельные элементы. Москва, 2007. 42 с.

64. Минералы. Справочник. Т IV, вып.2. Москва, «Наука», 1992. 663 с.

65. Мишин Л.Ф. Геохимия европия в магматических породах окраинно-континентальных вулканогенных поясов // Геохимия. 2010. №6. С.618-631.

66. Мишкин М.А. Петрология докембрийских метаморфических комплексов Ханкайского массива Приморья. "Наука", 1969. 184 с.

67. Найденко А.Н., Рыбалко В.И. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000. Серия Ханкайская. Лист L-53-XXVI. Москва (Санкт-Петербург) 2002.

68. Налётов Б.Ф. Гранитоиды с оловянным, вольфрамовым и медно-молибденовым оруденением. М.: Наука, 1981. 230 с.

69. Наумов A.B. Обзор мирового рынка редкоземельных металлов //Металлургия редких и благородных металлов. Известия ВУЗов. Цветная металлургия. № 1. 2008. С. 22-31.

70. Наумов В.Б. Возможность определения давления и плотности минералообразующих сред по включениям в минералах. // Использование методов термобарогеохимии при поисках и изучении рудных месторождений. / Под ред. Н.П. Лазаревой. М.: Недра, 1982. С. 85-93.

71. Наумов В.Б. Определение концентрации и давления летучих компонентов в магматических расплавах. // Геохимия, 1979, №7.1. С. 42-61.1551. Г "l

72. Наумов В.Б., Коваленко В.И. , Горегляд A.B. и др. Условия кристаллизации щелочных гранитов и комендитов Южно-Тобийского пояса МНР по данным изучения расплавных включений. //Докл. АН СССР, 1980, т. 255, №5.

73. Наумов В.Б., Соколов А.Л. Генетические соотношения гранитов и оловорудных жил месторождения Индустриальное по данным изучения включений в минералах. Геол.рудн.месторождений, 1981, №4, с. 74-80.

74. Никольский Н.С. Флюидный режим эндогенного минералообразования. М.: Наука, 1987.

75. Отчёт о результатах поисковых работ на берилл, топаз, морион в пределах Шибановского рудного поля в 1985-1987 гг. Отв. Исполнитель В.Б. Трусов., 1987.

76. Павлишин В. I., Баклан Ф. Г., Бугаенко В. М. Наукові засади розвитку мінерально-сировинної бази рідкісних металів України // Минералогический журнал.- 2000,- Т. 22, № 1.- С. 5-20.

77. Панов Б. С., Панов Ю. Б. Рудные формации Приазовской редкоземельно-редкометалльной области Украинского щита // Минералогический журнал.- 2000Т. 22, № 1.-С. 81-86.

78. Панеях H.A. Породообразующие минералы гранитоидов как показатель их генезиса. Бюллетень М. О-ва исп. природы, отд. геологии, TL. (4), 1975.

79. Пархомчук A.A., Головнев Н.М. Результаты поисков россыпей Сихотэ-Апиня (Отчет Россыпной партии за 1979-1981 гг.). ТФ "Приморгеология", 1981.

80. Пахомова В.А. Флюидные включения как источник генетической информации о процессах минерало- и рудообразования (на примере месторождений Дальнего Востока). Владивосток: Дальнаука, 2011. - 134 с.

81. Пахомова Вера. Термобарогеохимия как инструмент для решения геологических задач (на примере месторождений Дальнего востока России). LAMBERT, 2011. 122 с. (7,6 печ. л.)

82. Перетяжко И.С., Царёва Е.А. Магматические флюиды P-Q типа в процессах кристаллизации онгонитового расплава (массив Ары-Булак, Восточное Забойкалье). // Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды. 2007. Иркутск. С. 190-194.

83. Перетяжко И.С., Савина Е.А. Флюидно-магматические процессы при образовании пород массива онгонитов Ары-Булак (Восточное Забойкалье) // Геология и геофизика, 2010, т. 51, № 10, с. 1423-1442.

84. Пизнюр A.B. Основы термобарогеохимии. Изд-во при Львов. Ун-те, 1986. 200 с.

85. Полякова М.А. Элементный состав редкоземельных руд и его влияние на оценку месторождений //Дисс. На соискание уч. степ, кандидата г-м. наук. Москва, 2003. 131 с.

86. Прокофьев В.Ю., Кигай И.Н. Практическая термобарогеохимия. Современные методы изучения флюидных включений в минералах М.: ИГЕМ РАН, 1999. 64 е., ил.

87. Равич М.И. Водно-солевые системы при повышенных температурах и давлениях. «Наука», 1974, стр. 151.

88. Радкевич Е.А. Оловорудные формации и их практическое значение. Сов. Геология, 1968. № 1. С. 14-24.

89. Магматизм и полезные ископаемые Северо-Восточной Кореи и Юга Приморья. Под ред. Е.А. Радкевич. «Наука», 1966. 224с.

90. Рёддер Э.Флюидные включения как реликты рудообразующих растворов // Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: Мир, 1982. С. 535-577.

91. Рёддер Э. Флюидные включения в минералах: В 2-х т. Т.1. Пер. с англ. М.: Мир, 1987. 560 е., ил.

92. Рёддер Э. Флюидные включения в минералах: В 2-х т. Т.2. Пер. с англ. М.: Мир, 1987. 632 е., ил.

93. Рейф Ф.Г. Рудообразующий потенциал гранитов и условия его реализации. М.: Наука, 1990. 181 с.

94. Рейф Ф.Г. Условия и механизмы формирования гранитных рудно-магматических систем. М.: ИМГРЭ, 2009. 498 с

95. Рейф Ф.Г. Физико-химические условия формирования крупных гранитоидных масс Восточного Прибайкалья. Новосибирск. Наука, 1976. 88 с.

96. Рейф Ф.Г., Бажеев Е.Д. Магматический процесс и вольфрамовое оруденение. Новосибирск: Наука, 1982.124 с

97. Рейф Ф.Г., Прокофьев В.Ю., Балицкий B.C., Ишков Ю.М., Перетяжко И.С., Загорский В.Е., Смирнов С.З. Сопоставление термометрических и эмиссионно-спектрических оценок концентрации бора в искусственных и природных4M /> 1 и"i< а >

Информация о работе

Степнова, Юлия Андреевна
кандидата геолого-минералогических наук
Владивосток, 2013
ВАК 25.00.11

Диссертация

Генезис и флюидный режим формирования рудно-магматической системы Шибановского рудного узла - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы