Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геохимия и минералогия пород фоскоритовой серии и связанных с ними метасоматитов в железорудных месторождениях Ангарской провинции

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Геохимия и минералогия пород фоскоритовой серии и связанных с ними метасоматитов в железорудных месторождениях Ангарской провинции"

\ ^ , • ',0' V,-

I Ь ^ ' РОСИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

., " " СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ

ИНСТИТУТ ГЕОХИМИИ им. А.П.ВИНОГРАДОВА

На правах рукописи АМИРЖАНОВ АЛЕКСАНДР АЙТАНОВИЧ

УДК 550.4+548/549:553.31 (571.5)

ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ ПОРОД ФОСКОРИТОВОИ СЕРИИ И СВЯЗАННЫХ С НИМИ МЕТАСОМАТИТОВ В ЖЕЛЕЗОРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ АНГАРСКОЙ ПРОВИНЦИИ

Специальность 04.00.02 - геохимия

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Иркутгск - 1995

Работа выполнена в Институте геохимии им. А.П.Виноградова

СО РАН

Научный руководитель: кандидат геолого -минералогических

наук, старший научный сотрудник А.Е.Воронцов (Институт геохимии СО РАН)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук,

профессор О.М.Глазунов (Институт геохимии СО РАН), кандидат геолого-минералогических наук, доцент, А.А.Белоголов (Иркутский госуниверситет)

Ведущая организация - ВостСибНИИГГиМС (г. Иркутск)

Защита состоится "// " сг.гс/и'^'^р 1996 г. в "часов на Заседании Специализированного совета Д 002.91.01. в Институте геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН по адресу: г. Иркутск 664033 ул. Фаворского 1-А

Автореферат разослан " " 1996 г.

Ученый секретарь

ВВЕДЕНИЕ.

Актуальность проблемы. Общепринятых представлений о генезисе пег,-рождений Ангарской железорудной провинции не существует. Это кас^ет-как рудолокалиэующих структур, так и их вещественного состава. Не-:юкратное брекчирование и интенсивное преобразование пород разного ^тава и генезиса в связи с длительным развитием структур суш,естп=нно южнили выяснение природы наиболее ранних образований, в значи^ль-1 мере расшифровывающих происхождение месторождений и влияющих на 1ьнейшую эволюцию вещества.

Обычно месторождения относятся к скарновой формации ввиду широкого звития метасоматитов, выделенных в особые генетические типы "авто-»кционных известковых' скарнов (Жариков, 1968)" и "автореакционных ?незиальных скарнов (Вахрушев, Воронцов, 1976)". Происхождение этих )сд осталось неясным и ряд вопросов, касающихся их петролого-зхимических особенностей, соотношений с магматитами, рудами и други-видами метасоматитов остались' практически неисследованным!.

Цели и задачи исследований. Общая цель исследований - выявление :ролого-геохимических характеристик "автореакционных нагнеаиапы!ых >рнов" и "автореакционных известковых скарнов", определение условий формирования и оценка формационной принадлежности.

Для этого решались следующие задачи: 1/.Изучение геологических шмоотношений обоих видов "скарнов" между собой и с другими порода-

выяснение их текстурно-структурных особенностей и природы зам^пае-'о субстрата; 2/.Изучение состава, зональности данных пород и меха->ма ее формирования; 3/.Выяснение стадийности минералообраэования, >актера и тенденций эволюции их состава; 4/.Выявление условий обра-.ания и формационной принадлежности обоих типов образований.

Защищаемые положения. 1 /. Породы, выделенные ранее в особый тип :тореакционных магнезиальных скарнов" представляют гетерогенные, погонные образования. Их первичным субстратом являются магматические >оды семейства фоскоритов. Они характеризуются апатит-¿юрсториг-■нетитовым составом и' образуют петрогенетически единую серию: фор-рититы - рудные форстерититы - форстеритовые магнетитолипм - магне-олиты - нельсониты. Формирование фоскоритов соответствует первому пу рудогенеза.

2/. На ранних стадиях преобразования фоскоритов формировались тасоматиты (апофоскориты) серпентиновой и хлоритовой фаций (j рессивная стадия).

3/. Высокотемпературные известковые метасоматиты относятся к пс дам семейства родингитов, Среди родингитов выделены вида: пироксе вые, пироксен-гранатовые, • пироксен-гранат-волластонитовые, пирокс гранат-тальковые, пироксен-гранат-плагиоклазовые, пироксен-гра1 амфиболовые, пироксен-эпидотовые и гранатовые. Субстратом родикгт служил алшмосиликатный материал гетеролитовых брекчий, представле! базитами (траппами) , осадочными и туфогенными породами.

Научная новизна. Разработано принципиально новое представлени ф ормационной принадлежности обоих• видов "автореакционных скарнс установлена первично-магматическая природа руд раннего процесса to рагеяеза. Фоскоритовый этап рудогенеэа является главным по продукт ности.

Первичные магнезиальные образования представлены магматичес* породами семейства фоскоритов, образующими серию пород резко nepei-ной железистости (от форстерититов до кельсонитов). Впервые устаноЕ ны типоморфные особенности ряда минералов "и закономерности эволюции составов.

С процессом серпена;иниэации сопряжено формирование апофоскори серпентиновой, хлоритовой фаций. Родингиты образуются по алюмосилик ному материалу гетеролитовых брекчий как на поэднемагматической ста фоскоритового магматизма, так и в постмагматическую стадию синхронн процессом серпентинизации фоскоритов.

Фактический материал. Основу работы составляют образцы пород и иэ коллекции, собранной в Институте геохимии им. А.П.Виноградова РАН с 1971 г., а с 1978 - при непосредственном участии автора.

Методы и об'ъекты исследований. Объектами исследований являются леэорудные месторождения Ангарской провинции: Корщуновское, Руд горское, Капаевскоа, Нерюццинское, Краснояровское, Татарское, Мол ванское, Октябрьское и другие. Исследование пород осужествлялось р личными методами, к которым относится петрографические и мииерагра ческие, анализ состава пород и минералов (химический, ретгено-флюор центный, рентгено-слектральный, рентгеновский микроспектральный, оп ческий спектральный, атомно-абсорбционный и рентгеноструктурный).

Практическая значимость. Полученные результаты с новых позиций осматривают природу, раннего процесса рудогенеза в диатремах юга Си-рской платформы и могут быть применимы в практике прогнозирования, энки масштабов и качества оруденения, поскольку позволяют переинтер-этировать и детализировать геологическую документацию с выявлением эбенностей пространственного размещения и соотношения рудных тел, гасоматитов и гидротермалитов.

, Апробация работы. Результаты исследований доклады-

■гись на 5-ой Всесоюзной конференции "Метасоматизм, и рудообразование"

гнинград, 1982), Всесоюзном симпозиуме "Формационное расчленение,

шзис и металлогения ультрабазитов" (Хромтау, 1985), Всесоюзном со-

13нии "Проблемы скарнов и их оруденения" (Черноголовка, 1988), Все-

ззном совещании "Баэитовый магматизм Сибирской платформы и его ме-

шогения" (Якутск, 1989), 1-ом Всеросийском петрографическом совеща-.

t (Уфа, 1995), совещании РФФИ (Иркутск, 1995), конференции и симпо-

■ме "Петрология и металлогения вулканических и интрузивных пород

триконтинентальных рифтовых систем" (США, Дулут, 1995) и ряде ре-

нальных совещаний.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 26 печатных работ.

Об'ьем работы. Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения

:писка литературы. Общий об'ьем составляет 318 страниц, в том числе

страницы текста, 60 таблиц, 114 иллюстраций. Список литературы

очает 185 наименований.

Искреннюю признательность за многолетнее руководство исследования--

автор выражает с.н.с., к.г.-м.н. А.Б.Воронцову.

Автор благодарен В.С.Самойлову, Г.С.Фон-дер-Флаассу, Е.А.Черныше-

, А.Г,Полозову, Е.И.Воробьеву, принимавших участие в обсуждении ре-

>татов исследований. Хотелось бы особо отметить труд многих анали-со

эв Института, спобствовавших окончанию работы. Работа Завершена при поддержке Росийского Фонда Фундаментальных гедований, проект 94-05-16421-а.

ГЛАВА l'. ОБЗОР ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О МЕХАНИЗМАХ ФОРМИРОВАНИЯ И ПРИРОДЕ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА РУДОНОСНЫХ СТРУКТУР АНГАРСКОЙ ПРОВИНЦИИ.

Не имея полных аналогов в земной коре, месторождения выделены в ый ангаро-илимский тип It в основном приурочены к южной части Тун-

гусской синеклизы. Наиболее полно они изучены в бассейне р. Ангары выделяются также в рамках Ангарской железорудной провинции. Относ тельно их происхождения существуют самые различные представления, том числе взаимоисключающие. Проблема формирования месторождений вкп чает такие аспекты, как механизмы становления рудовмещающих (и рул контролирующих) структур, так и выяснение генезиса выполняющих их г. род, включая руды.

Структуры месторождений, являясь сложнопостроенными СрекчиеЕ трещинными зонами чаще трубообразной (стволовой) конфигурации, имен ются трубками взрыва или диатремами, вулканическими аппаратами я некками, депрессионными воронками, грабен-синклиналями, впадинами с догенного или экзогенного происхождения. Они обнаруживают Закономери взаимоотношения с определенными- типами тектонических структур осадс ного чехла и фундамента Сибирской платформы (Ангаро-Илимские желе; рудные месторождения,.., 1960; Платформенная магномагнетитовая фор!-ция...,1976; Страхов, 1978; Сапронов, 1986); намечается связь со стрс нием астеносферы (Скрипин и др., 1978; Никулин и др., 1991). Гене: структур достаточно проблематичен. Они чаще рассматриваются как с ставные элементы вулкано-тектонических структур центрального т> (Страхов, 1978; Семинский и др., 1984; Фон-дер-Флаасс и др., 199; гидротермальные флюидно-эксплозивные (Феоктистов, 1978; . Павлов, П: 1979; Туговик, 1984; Пухнаревич, 1986). Вновь высказаны представле1 об их экзогенной (карстоврй) (Дунаев, 1982) и первичной тектоничес! (Срекчиевой) природе (Царев, 1976).

На фоне существующих представлений о генезисе структур, предло; не меньший спектр гипотез о природе минерагенеза в их пределах. В р; ной мере процессы минералообраэования представляются производи постмагматических гидротермальных растворов, генетически или параге) тически связанных с глубинными и коровыми очагами базальто! (трапповых) расплавов (Ангаро-Илимские железорудные месторождения 1960; Павлов, 1961; Страхов, 1978), растворов мантийного происхожде: (Вахрушев, Воронцов, 1976) и амагматогенных растворов, формирующих С5 связи с мобилизацией трапповыми силлами пластовых рассолов из нижне! леозойских отложений осадочного чехла платформы (Пэк, Павлов, 191 Пухнаревич, 1986) . Отдельные типы магнетитовых руд рассматриваются

^ледние годы как первично-магматические (Павлов, 1983; Амиржаиов, 38; Амиржаиов и др., 1989; Фон-дер-Флаасс, 1993; Калугин и др., 34; Вахрушев, 1994). Наиболее распространено представление о скарно-5 природе месторождений (Ангаро-Илимские железорудные..., 1960; футпев, 1985). Ряд исследователей относят их к вулканогенно-тротермальному (Григорьев, 1981) или гидротермальному типу (Платфор-шая магномагнетитовая..., 1976).

Осадочный чехол в районе месторождений имеет мощность от 2.5 км на :токе до 7.5 км на западе и сложен породами от рифейского до кайно-¡ского возраста включительно. Среди осадочных пород выделяются ни:к-халеозойский терригенный и галогенно-карбонатный морской комплексы, эхнепалеозойский терригенный, местами угленосный, комплекс и вулка-"енный комплекс нижнего мезозоя. В чехле широко развиты магнатчты шповой формации, эалегаюш^е в виде серии силлов.

Основным структурным элементом месторождений являются субверти-[ьные стволовые структуры. В пределах рудных полей обычно проявляэт-несколько стволов, воронкообразно расширяющихся кверху и нередко тающихся в верхних частях; существуют и одиночные стволовые струк-)ы. Корневые части диатрем контролиругася глубинными разломами. Во 1нгах некоторых месторождений (Капаевское и яр.) формировались круп! субвертикальные радиальные разломы, разветвляющееся и выклини-:шиеся на удалении от диатрем и на глубину. Во вмещающих породах вы-[ены субгоризонтальные тела, имеющие весьма различный состав. В Кор-гавском месторождении установлено субгоризонтальное тело протяжению до 1200 м и мощностью до 40 м, сложенное туффизитами, специфи-:кими эксплозивными аналогами баэальтоидов. В Капаевском месторожде-: обнаружено субгориэонтально ответвляющееся от основного ствола тремы тело мощностью около 40 м, сложенное серпентинитами апофоско-овой природы (Амиржаиов, Воронцов, 1982, 1984).

Большинство месторождений в разной степени подверглись эропщ, бина которой максимально достигает 800-1250 м; в слабо эроди^изан-

месторождениях глубины эрозии достигают 50-400 м (Страхов, 1978). х верхних частях находятся локальные мульды, так называемые "чаши". ования разрезов "чашечных" отложений обычно слагают брекчии обруие-, содержащие обломки, глыбы осадочных и туфогенных пород, базитов, асоматитов и руд. Выше по разрезу сформировались слоистые отложения

(туфоархмллиты, туфо-алевролиты, туфопесчаники и туфогравелиты). Об] эование мощных (до "700 м) толщ указывает на значительный перерыв ме; периодами формирования рудных залежей и самих чашечных толя, (Воронц< Амиржанов, 1986) '. В пределах чашечных отложений Октябрьского местор< дения залегают крупные скопления сульфатных (целестиновых) руд, сф< мированных в результате позднего гидротермального процесса, отделе» го во времени от этапа образования основной (стволовой) магнетито) залежи периодом ее разрушения (.Амиржанов, Бенедюк, 1986; Полоз« 1994). Кроме чашечных впадин на многих месторождениях фиксирую; мульды оседания овальной в плане и воронкообразной в разрезе фо] Размеры мульд достигают в поперечнике 4-7 км, а по длинной оси 12 км

Под чашами диатремовый материал более разнообразен по генезись составу, интенсивно брекчирован, перемешан и преобразован вследст] неоднократного наложения гадротермально-метасоматических процессов, геологической документации он представлен в формализованном виде; , тально отражены лишь особенности распространения продуктивных тел указанием качества руд без оценки их происхождения. Ряд образован] таких как фоскориты, пикриты или различные виды метасоматитов, в ; числе и известковые, в легендах не фигурируют.

В формировании структуры месторождений и значительной доли веш,е< ва диатрем принадлежит процессам вулканизма. Образование вулканичес] пород происходило в различных фациальных условиях неоднократно.

Г.С.Фон-дер-Флаассом (1980,1993) выделен особый тип вулканит (туффизиты) брекчиеподобного облика, являющихся типичными субвулка! ческими породами. Они образуют крупные штоки, дайки в прикорневых ч; тях или на средних уровнях диатрем, а также силлы, дайки и кармано< разные апофизы во вмещающих породах. Формирование туффизитов обует лено распылением магматического расплава под действием спонтан» взрывообразного расширения обособившейся газовой фазы при подъеме I зальтового расплава. Процессу туффизитизации рг&лавов отводится гл; ная роль в структурообразовании; в частности с ним связываются явле; объемного брекчирования, флюидиэации разрыхленного материала и обру] ния привортовых участков диатрем с формированием различных брекчий, итоге были образованы расширяющиеся к поверхности сквозные структур! протяженные мощные тела вулканитов с определенной фациальной зона;

б

стью: в верхних горизонтах диатрем распространены туфы, на средних -ффиэиты, а на нижних - штоки и дайки базальтовых порфиритов.

Копнепция формирования месторождений, сформулированная Г.С.Фон-р-Флаассом и В.И.Никулиным (1988), иллюстрируется типовым разрезом ис.1). Она, однако, не отражает соотношений фоскоритов, апофоскори-в и известковых метасомагитов с другими образованиями.

ГЛАВА 2. ПОРОДЫ СЕМЕЙСТВА. ФОСКОРИТОВ (ПСФ)■

Породы образуют протяженные субвертикальные и субгоризонтальные па различной мощности, прослеженные скважинами до глубин свыше 2 км. и или контактируют с различными вмещающими породами или являются це-нтирующей основой брекчий и содержат обломки разного состава и гене-са - туфогеиные и осадочные породы, базиты, исключая "интрарудные" орабельникова, Ссн-дер-Флаасс, 1981) базальтоиды. ПСФ оказывают ак-шюе механическое и термическое воздействие на обломки (отрыв и пе-мещение мелких Фрагментов, изгиб слоев в приконтактовых частях, оро-викование).

Наиболее распространенными текстурами ПСФ являются массивная, по-счатая, ритмично-полосчатая, шестовато-ритмично-плосчатая, иестова-fi. Массивная текстура характерна для существенно форстеритовых, реже гнетит-форстеритояых и существенно магнатитовых пород. Полосчатость ритмичная полосчатость, конформные обломкам, обусловлены послойным целением форстерита (Фо) и магнетита (Ит) . Фо обычно выделяется ныне и кристаллизуется перпендикулярно контактам; он образует как ккие прерывистые, так и мощные слои (до 10-12 см) . Щестоватость обловлена формой шщелений Ит в существенно магнетитовых породах, в л числе апатит-магнетитового состава.

Главными минералами ПСФ являются форстерит, магнетит и апатит п) ; акдессории - шпинель, пикроильменит, клинопироксен, сульфида: ■lppoTHH, пентлгшдит, халькопирит, пирит), интерстициальный серпен-и. Составы пород представлены на рис. 2.

Форстерит образует идиоморфные (изометричные, таблитчатые), гипи-зморфиые кристаллы, неограненные эллипсоидальные, клиновидные, ме-пьчатые скелетные выделения размером от долей мм до 3-4 см. Иногда зактериэуется неиднородным строением (пятна, удлиненные участки). зависимо от состава пород Фо обладает низкой железистостыо (FeO не аее 10%). Краевые части более магнезиальны. Фо I генерации более же-

ЕЕ]1 ЕЕЗ2 ЕИЗ3 ШЗ4 ШЭ^ [Щ]б

Ш^В Е^Зэ [%3ю ЕТЗ»! [§¿113 (ИЗ 14

1^115 ГЛЛ<6 ^017 ЕЙ18 111Ё19 ¡7^20 (^121

Рис.1. Типовой разрез магнезитового месторождения Ангарскоь провинции (по Г.С.Фон-дер-Флаассу и В.И.Никулину, 1988). Условны« обозначения: 1-вулканомиктовая .толща нерюндинской сзиты; 2-туфь корвунчанской свиты; 3-пермские песчаники; 4-песчаники карбона; 5-известковые отложения нижнего ордовика; б-аргиллиты и алевролит! верхнего и среднего кембрия; 7-доломиты среднего и нижнего кембрия; 8-каменные соли и доломиты нижнего кембрия; 9-долериты траппово> формации; 10-сорудные базальтоиды диатремовой ассоциации; И-туффиэии сэрудных базальтоидов; 12-эксллозивные брекчии; 13-туфо-туффитова5 толпа верхних уровней диатремы; 14-кальцититы; 15-брекчиевидные руда крутопадающей залежи; 16-брекчированные руды (рудокласты раннегс этапа); 17-руды субгоризонтальных залежей; 18-крутопадаюяие жильньк тела (проекция); 19-обломочно-осадочные переотложенные рудь чашеобразной залежи; 20-эруптивный контакт диатремы; 21-тектонические (совулканические) нарушения. Цифры в кружках:1-штокверковые залет (РУДЫ брекчиевидные) ,* 2-жтокверковые залежи в межнекковом прстранстве, Э-стратиформные залежи под экраном долеритовых силлов; 4-стратиформньк рудные залежи (послойные руды); 5-стратиформные залежи в послойныэ Зонах кальцитизации; 6-крутопадающие жильные тела; 7-пластовые залезз-в основании "чаш" (обломочно-осадочные руды).

Магнетит

Оливин

Апатит

Рис.2. Составы порол семейства фсскоритов а железорудных место-ждеииях Ангарской провинции (Заштриховано). Классификация и номен-атура пород дггша по Л.С.Егорову (1991) с незначительными иэменения-:1-форстеритит, 2-рудный форстеритит, 3-форстеритовый магнетитолит, магнетитолит, 5 -нельсонит, б-апатитолит, 7-форстеритовый апатитолит, апатитовый форстеритит,. 9-фоскориг (а-богатый оливином, б-относи-льпо бедный оливином) .

гиотый. Фо характеризуется повьшенной кальциевостью (д-л 1.39 масс.% О) и низкими содержаниями (г/т) Ni (34-65), Со (30-37), Сг (н.об.-), V (везде не обн.), Си (1-3), Sc (15-49), Zr (20-48).

Нэгнетит формирует ксено-, гипидиоморфные зерна, реже идиоморфные иоталлы. Он цементируем Фо с образованием сидеронитовых структур; рапленники в Фо имеют каплевидную или продолговатую форму. В'Мт от-чен многоступенчатый распад твердого раствора. Так, в Мт из рудных рстерититов выделены 3 вила экссолюционных фаз:' X - тонкие выделения эмером до 1 икм, образующие скопления в центральных частях зерен; II продолговатые ф-ээы лепеиковидной формы с округлыми окончаниями раз-ром до 3x20 мкм, ориентированные по (111); III - крупные пластинча-э фазы (до 3x70 мкм), ориентированные по (100) и секущие фазы II ви-. В Мт из Фо-,Аи-содержащих магнетитолитов обнаружены экссолюты I, Г и IV видов; IV вид представлен мелкими (до 3 мкм) изометричными целениями. Эти экссолюты обнаружены также в Мт из нельсонитов. Среда

магнетитов наблюдаются азональные зерна, с простой, ритмичной и сект< риально-ритмичной зональностью.

В целом в серии магнетитов выделены следующие разновидности: А! Мд-титаномагнетит, А1-Мд-магнетит, -Са-А1-Мд-магнетит и Мд-магнети' А1-Мд-титаномагнетит с другими видами магнетитов распространен в ру. них форстерититах. Он содержит до 2.94 масс,% Т10а и экссолюты II вид. имеюшце состав (масс.%) 23.63 ТЮг, 12.08 А12Оа, 12.25 МдО, 1.19 Мп( фаза второго типа представляет раствор серии (Ке,Мд,Мп) 2Т10«-МдА120

ГеГе20«, имеющий состав 0.59 (Кех .2ЭМдо.62^0.09) 2Т:*-04х0.24Шпх0. 17Мт.

шпинель -магнетит ов ому ряду относятся фазы III вида (0.61Шп • 0.34М1 0 . ОЗМзф • 0.01УлШп* 0.005Як) , а также I и IV видов. А1 -Мд-магнетиты ра пространены во всех разновидностях пород; Зй.-Са-А1-Мд-магнетиты - б лее в нельсонитах, но отмечаются и в других породах (таблитчатые рудных форстерититах, с простой зональностью в форстеритовых магнет: толитах). Закаленный однородный А1-Мд-магнетит из субгориэонтальн тел характеризуется высокими содержаниями А12О3 (до 11.70 масс.%), М (до 10.17 масс.%); изоморфное вхождение Мд и А1 в структуру коррелир ется с понижением параметра ад до 0.8364 нм.. В 31-Са-А1-Мд-магнетит количества А1г03, МдО, Б102 и СаО (масс.%) достигают, соответствен}! 7.19, 8.65, 3.42 и 1.89; отношения ЭЮг/СаО (мол. к-ва) равны 1.4 1.69, среднее 1.61. Б1-Са-А1-Мд-магнетиты обладают также пониженн титанистостью (макс, до 0.89 масс.% Т1О2)• Мд-магнетиты слагают к отдельные Зерна, так и краевые части других магнетитов.

Мт характеризуется низкими содержаниями (г/т): Ш - 75-170, Со 48-97, Се - н.об.-10, Эс - н.об.-б, гх - 51-120 и высокими - V, 45 1000. Отношения Нд./Со>1. наряду со структурами распада и Значительны примесями Т1, А1, Мд характеризует их как магматические (Л.В.Черныше и др., 1981).

Апатит встречается в виде призматических, удлиненных пирамидальн или скелетных, в том числе футляровидных кристаллов. В породах тес ассоциирует с Мт. Количества С1 в нем составляют 0.94-1.42 масс.%; с мечается примесь ЗЮ2, (до 3.26 масс.%). Количества РЗЭ+У в Ал состг ляют 1634.6-2999.5 г/т, причем преобладают элементы цериевой груг при значительных количествах X (среднее 2.65 г/т); Максимальные соде

ания РЭЭ+У отмечается в Ал из нельсонитов. РЗЭ-спектры Ап из разных орол сходны (синбатны) и отличны от спектров Ап из гидротермалитоп.

Пикроильменит образует отдельные кристаллы в интерстициях, сростки Мт и КПи, вкрапленники в Мг. Количества МдО достигают 10.93 масс.%. ногда краевые части кристаллов обладают повышенной марганцовистостыо, о 10,80 масс.%. Во всех пикроильменит ах, в том числе в пирофанит-льмените А1 и Сг практически отсутствуют.

Шпинель характеризуется дефицитом А120э (около 8%) по отношению к еоретическому составу. А!3* замещен катионом (0.242-0.268 ф.е.).

на относится к ряду шпинель-магнезит с 10.4-11.4 мол.% магнетитового 3.0-4.9 герыинитового мияалов.

Клинопироксен присутствует в виде мелких кристаллов (до 80 мкм) в ростаниях с пикроильменитом и характеризуется неоднородным химическим гроением. Так, глиноземистость а1=100хА1/(А1+8д.) , (ат. к-ва) в нем оставляет 0.2-12.4% (среднее 4.3%), железистость £=100хКе/(Ре+Мд), ат. к-ва)- 3.2-20.5% (среднее 8.8%).

Сульфиды представлены пирротином, пентландитом, халькопиритом, пиитом. В пирротине пентландит образует продукты распада твердого рас-зора. Содержания N1 и Со составляют, соответственно, в гексагональном -¡рротине - 0.13% и 0.26%, в моноклинном пирротине - 0.21% и 0.42% <ориунов-ское месторождение), в моноклинном пирротине иэ Рудногорско-э месторождения - 0.09% и 0.02% (Вахрушев, Воронцов, 1976).

Серпентин выполняет интерстиции зерен форстерита, магнетита.

Составы ПСФ характеризуются существенными колебаниями концентраций 1асс. %) ЭЮг - 1.90-31.68, ТаОг - н.об.-1.94, А1гОз - 0.60-5.90, Гег03 1.12-66.67, КеО - 0.90-23.49, МпО - 0.01-0.35, МдО - 4.50-37.58, Р205 н.об.-5.38; Ыаг0 и КгО, соответственно, 0.01-0.43 и н.об.-0.16.! Желе-(стость фоскоритов, (2Ре203+Ее0) / (2Гег03+ГаО+МдО) (мол. к-ва), со-:авляет 0.06-0.90; степень окисленности, Ь=2ГегОз/ (2Ге203+Ге0) (мол. к-I) , равна 0.56-0.90.

Составы пород образуют узкое поле, простирающееся от Фо к Мд-1гнетитам, подтверждая их обогаденность магнием (рис.3). Верхняя гра-сца поля составов проведена к Мт с максимальной магнезиальностыо :8.2 %). Линия фиксирует составы предельных по магнезиальносги фоско-гтов, соответствуя наименее преобразованным породам, содержащим маг-:титы с максимальными количествами А1г0э и МдО. Составы ниже линии со-

МдО

Рис.3. Составы: 1-минералы; 2-порода фоскоритового семейства Ан гарской провинции; 3-фоскориты делочно-ультраосновных комплесов (го данным Кухаренко и др., 1965; Бородина и др., 1973; Егорова и др. 1976; Багдасарова, 1981); 4-алофоскориты серпентиновой, хлоритовой 1 клинспироксеновой фаций. Цифры - магнезиальность магнетитов (гп=100; МдО/МдО+Ре2°3+5,е0» (мол• к-ва). Нижняя граница области составов прове лена с учетом минимальной т (10.7) г1 -Са-А1 -Мд-магнетита из нельсони та. |

ответствуют фоскоритам с вторичными минералами. Несмотря на значитель ныа вариации минерального и химического составов ПСФ занимают узки области на диаграммах Фо-Мт-Ап и БЮа-МдО- (Ре203+В"е0) .

Порода характеризуются низкими содержаниями большинства редки: элементов, за исключением ванадия (среднее, г/т): Ы - 13; № - 1; С - не обн.; Ш. - 67; Со - 44; Сг - 57; V - 236; Си - 8; Ъг - 43; вс 5; 8г - 81; Ва - 19; Йп - 106; В - 79; Ве - 0.57.

Комплекс геологических данных, текстурно-структурных особенносте пород и минералов, состав ПСФ и минералов однозначно свидетельствую

!

образовании ПСФ из расплава! температуру которого можно оценить дующим образом.

Исходя из экспериментальных данных (Warner, Luth, 1978) температу-формирования высококальциевых ! форстеритов составляет порядка ЮОСС. личение магнеЗиальиости к краевым частям кристаллов или к поздним ерациям соответствует повышению фугитивности кислорода и понижению Пературц расплавов. Формирование клинопироксен-пикроильменитовых ictkob происходило, по раэнык геотермометрам, при 1000-1150°С и 0°С (Воронцов и др. , 1983) . Высокие температуры кристаллизации Мт |Собствуют вхождению в их структуру значительных количеств А1, Мд,

Интерстициапьный Сп образовался после Si-Ca-Al-Mg-магнетита и гхи-а, диссоциирующего при Т*=690°С и Р3=1.0110' Па. Данная температура, |Оятно, является предельной для интерстициального Сп. Начало форми-ания Сп, таким образом, связано с позднемагматической стадией кри-ллизации ПСФ; Сп образуется из остаточных порций расплава близкоод-ременно с Si-Ca-Al-Mg-магнетиТом, пиритом.

Магнетиты с близкими содержаниями А120з (до'15.14%), МдО (до 9.47%) :аружены в фоскоритах массивов Ковдор, Гулинский, Кагнет-Ков, Кай-'штуль и других (Флейшер, 1975; Еородин и др., 1973). Во всех магне-ах фиксируется снижение содержаний Ti, Mg и Al вследствие понижения тератур фоскоритовых расплавов. Фоскориты формировались при Т=700~ °С (Харламов, 1978; Соколов, 1981).

Сравнение ПСФ из месторождений Ангарской провинции с фоскоритами

I

массивов делочно-ультраосновных комплексов (рис.3) иллюстрирует нтичность' в соотношениях основных петрогенных компонентов, а также сирует cCicyra специфику изменения составов при пресСраэсванкя.-i по;, заключающуюся в увеличении крамнэкислсткости и смещении составов :зу от линии Фо - Мд-Мт.

Высокие содержания в магнетитах Mg, Al, Ti, Mn, V являются типохи-еской особенностью магнетитов из фоскоритов (Кухаренко и др., 1965; один и др., 1973; П.В.Чернышева и др., 1981). В форстеритах из фо-ритов других провинций количества Fa обычно также не превышает 10%; [их отмечается повышенная кальциевость (до 1.22% СаО) и низкие кон-трации Ni, Со, Cr, V. Интервалы содержаний РЗЭ в апатитах из фоско-ов ряда массивов полностью или частично включают содержания РЗЭ в

из месторождений Ангарской провинции, исключая Gd, Dy, Ег, УЬ и Y;

i

Рис. 4. Интервалы содержаний редкоземельных элементов и иттрия апатитах из пород фоскоритовой серии месторождений Ангарской провинц (жирные линии), целочно-ультраосновных массивов (пунктирные линии, данным Э.А.Ланды и др. , 1982) и их средние значения, соответствен тонкие сплошная и штрих-пунктирная линии.

при этом отмечается закономерная корреляция между средними значения элементов (рис. 4) . Таким образом апатиты весьма сходны по спектр распределения РЭЭ, суммарным содержаниям (1634.6-2999.5 г/т в мест рождениях Ангарской провинции и 705-3586 г/т в других регионах) , ли отличаясь обогащенностыо апатитов месторождений Ангарской провинп редкоземельными элементами (среднее 2253.5 г/т) относительно апатит из других регионов (среднее 1218 г/гг), а также более контрастным евр пиевым минимумом. По составу пикроильмениты из фоскоритов ангар илимских месторождений сходны с пикроильменитами из фоскоритов цело но-ультраосновной формации (Гаранин, Кудрявцева, Сошкина, 1984).

Таким образом, большинство минералого-геохимических особенност пород фоскоритовой серии практически тождественно фоскоритовым пород из целочно-ультраосновных комплексов. В этой связи особо следует по черкнуть сходство возрастов ангаро-илимских месторождений и фоскори содержащих целочно-ультраосновных комплексов Маймеча-Котуйской прови ции. Некоторые отклонения в особенностях состава минералов (образов кие Зг-Са-М-Мд-магнетитов,» обогаценность Ал тяжелыми лантаноидами.

1 I

яр.) могут быть обусловлены субвулканическими условиями образования :Ф в Ангарской провинции, , на что указывают, в частности, повышенные удержания СаО в форстеритах : (Марковский, Ротман, 1981).

ГЛАВА 3.' . АДОФОСКОРИТОВЫЕ ПОРОДЫ.

В автореферате рассмотрены лишь апофоскоритовые порода серпентино-зй и хлоритовой фаций. Породы обеих фаций близки по минералого->охимическим особенностям, наследуют основные особенности морфологии, ¡л ПСФ и их взаимоотношений с другими образованиями, обнаруживают побеленные взаимоперехода, что позволяет рассматривать их совместно.

I

Апофоскориты серпентиновой < фации получают объемное развитие по :Ф, а апофоскориты хлоритовой фации характеризуются неравномерным определением и прихотливыми формами проявления.

Текстура ПСФ практически не изменяется при их преобразовании в рпентиновой фации. Особенно устойчивы текстуры ПСФ средней и высокой лезистости. Форстерититы, рудные форстерититы диагностируются даже и полной серпентинизации. В железистых апофоскоритах форма псевдо-рфоэ подчеркивается сидеронитовой структурой.

В парагенезисе с серпентином и хлоритом находятся магнетит, март, шпинель, брусит, тальк, сфен.

Хлориты независимо от состава пород характеризуются низкими содер--киями Ге2Оз (0.35-1.80%), ЕеО (1.42-6.02%). Псевдоморфные и интерсти-алыша Сп и Хл характеризуются более низкими содержаниями Ге. Сп и практически не содержат Та02 (н.обн.-0.16%), МпО (н.обн,-0.17%), а кже На20, КгО.

Сфены формируются:1/в псевдоморфозах апофоскоритов; 2/в хлоритоли-<; Э/в виде единичных кристаллов совместно с Хл и другими минералами друзах Мт; 4/в родингитах. Сфен из хлоритолитов обогащен легкими 1таноидами по сравнению с друаовым сфеном.

Содержания Ре203 и РеО в породах серпентиновой фации изменяются от 58% до 46.73%, а хлоритовой - от 3.55% до 63.16%,* общая их железис-;ть, Г=100 (Гег03+Ге0)/ТегОэ+РеО+МдО (мол. к-ва) , остается примерно >ной и составляет, соответственно, ^-59% и 4-74%. Отношения МдО/ЗЮ2 >л. к-ва) в среднем равны, соответственно, 1.50, и 1.52 и коррелиру-:я с присутствием Бр, Та, КПи и реликтов первичного Мт. Поля соста-| апофоскоритов ввиду незначительных отличий в отношениях МдО/ЭхОг : в Сп и Хл, так и в породах перекрываются (см. рис. 3) . Высокожеле-

зистые апофоскориты, особенно порода хлоритовой фации, содержат пов пенные содержания ТЮ2, до 1.63%. В серпентинитах из силловой зале отмечаются стабильные и высокие содержания P20s (среднее 0.98%).

Апофоскориты практически полностью наследуют редкоэлементный с став первичных ПСФ (низкие содержания Ni,Co,Cr,Sс, отчасти Си, и пов шенные - V) ; отношения Ni/Co в породах, как правило, сохраняются превышают 1.0.

Оценивая условия формирования апофоскоритов нужно отметить, ч обычно процесс серпентинизации ограничивается температурами, не прев лающими 450-500°С (Хемли и др., 1974; Эванс и др., 1976). По друг данным Сп устойчив при более высоких температурах, до 550-600°С (Энти 1981), 650-750°С (Корыткова и др., 1982). Антигорит перекристаллизов вается в Фо при Т=800°С (Ф.П.Лесков, 1972). При высоком парциальны давлении воды Сп стабилен в области существования расплавов базитово состава (при Т=900°С и давлении Н20 10 кбар)(Безруков и др.,1970).

Формирование апофоскоритов обеих фаияй происходит на Фоне пониж ния температур до значений, при которых развивается псевдоморфныи С Вместе с тем снижение Т не было значительным, учитывая сопряженн формирование с апофоскоритами пород семейства родингитов (см. гл. 4).

Клинохлор может кристаллизоваться в широком диапазоне температ (580-830°С) и давлений (1.5-10 кбар) (Д.Д.Фоусет,1971; Chernosky, 197 Lion et al., 1974). Известно также, что преврещению глиноземистого в клинохлор соответстуют Т=520°С, но не выше 700°С (Йодер, 1952 Т=520°С замещения клинохлор.а серпентином в апофосхоритах может бы принята в качестве минимальной для хлоритовой фации, а б целом инте вал образования обеих фаций может составлять 520-700°С и более в зав: симости от давления вода. В апофоскоритах обеих фаций независимо от ; железистости не образуются железистые хлориты, т.к. являются нест бильными при высоких температурах.

Апофосхориты хлоритовой фации приобретают более высокую желези треть и глиноземистость по сравнению с породами серпентиновой фации счет более интенсивного изменения первичных магнегитов и алюмосил катных пород, являющихся одновременно источниками как Fe, так и А1.

Образование пород обеих фаций происходит в щелочной обстановка что соответствует условиям формирования пород родингитовогэ семейст.

Зогащениостькэ легкими лантаноидами РЗЭ в сфе;-1Х по сравнению с ним друэовым сфеном.

Таким образом апофоскориты серпентиновой и хлоритовой фаций форми-ся при Т>500-520°С, что согласуется с температурами образования ро-итов, верхний температурный предел для которых определяется волла-ит-плагиоклазовой (750-Э00°С) или пироксен-гранат-волластолитовой -750°С) фациями.

ГЛАВА 4. ПОРОДЫ СЕМЕЙСТВА РОДИНГИТОВ■ Известковые метасоматиты в месторождениях резко отличаются от из-ковых скарнов соотношениями с магматитами, карбонатными породами автореакционными магнезиальными скарнами" (Ангаро-Ипимские .., ; Вахрушев, Воронцов, 1976) и выделены в особый тип "автореакцион-иэвестковых скарнов". Детальные исследования позволили пересмот-их генезис и отнести к породам семейства родингитов (Амиржанов, нцов, 19Э4).

Родингиты генетически связаны с ультрабаэитами (Колман 1979, Ко-ик, 1981; Москалева И др., 1971 и многие другие). Они сложены Са-иликатами (КПи, Гр, Волл, Вез, Эп и др.) и формируются по субстратного состава и генезиса (магматиты, метаморфиты и осадочные по) . Независимость минерального состава родингитов от состава суб-та объясняется спецификой составов среды минералообразования и дов (Колман, 1979). Типичной чертой процесса родингитиэации яв-ся вынос Зл.,А1,Ыа,К и привнос Са и Мд; температуры образования ро-итов составляют 400-800°С (Колесник, 1981). В экэоконтакте ультра-тов развиваются пироксэновые Зоны; с удалением от них развиваются Без, Эп, Цт, затем Волл (Колесник, 1966; Булыкинин, 1967). В главе рассмотрены родингиты, среди которых выделены пироксэно-пироксен-гранатовые, гранатовые,, пироксен-гранат-волластонитовые, ксен-гранат-плагиоклаэовые, пироксен-гранат-амфиболовыа, пироксен-ат-тальковые, пироксен-эпидотовые виды,' образующиеся по алгамосили-ым или существенно кварцевым осадочным породам, туфам и баэитам. Они широко распространены внутри диатрем, у их бортовых частей и я вмещающих пород. В пределах субгориэонтальных залежей ПСФ и ри диатрем совмещены разные виды родингитов, сформированные по од-субстрату, или, наоборот, одинаковые виды метасоматитов, обраэо-ые по разному субстрату. Совмещенность разных видов родингитов по-

зволяет рассматривать их как фации того или иного субстрата, но лишь локальных интервалах на фоне существующей закономерности, выраженной преобладающем распространении пироксеновых, гранат-пироксеновых пор на глубоких горизонтах, а существенно гранатовых, пироксен-гранатое на верхних (Амиржанов, Воронцов, 1983).

В целом родингиты, образующиеся в слабо измененных ПСФ переменнс состава сохраняют свой вид в апофоскоритах всех фаций.

Зональность родингитов развивается конформно поверхности обломке Их эндоконтактовые зоны сложены клинопироксенами. Мощность зон в с ломках изменяется от нескольких миллиметров до первых дециметров. следующей от краев обломков зоне, гранатовой, количества Гр составлю от первых процентов до 80%. Минимальные количества Гр обнаруживаются зонах, сложенных полупрозрачной, тонкодисперсной гелеподобной массс обычно имеющую резкий контакт с фронтальной зоной. Мощность гранатоЕ зоны составляет от 1 мм (в обломках) до нескольких десятков метров.

Фронтальные зоны КПи- и Гр-содержащих парагенезисов сложены раза ми минералами (волластонитом, плагиоклазом, амфиболом, тальком).

Таким образом родингиты обладают отчетливой метасоматической Е нальностыо с закономерным чередованием зон, сложенных ограничен!: числов минеральных фаз, вплоть до практически мононинеральных. К у ходньм породам или фронтальным зонам качественный набор минералов, * правило, увеличивается, свидетельствуя о разрастании каждой из £ вглубь обломков.

Клинопироксены. В пироксенах из различных родингитов количеез РеО* (суммарные в пересчете на ЕеО) составляют 0.72-18.35 масс.%, А1 - от следов до 12.04 масс.%', ТЮ2 - от следов до 2.16 масс.%. Максим железистости, Г=35.1-62.6%, отмечается в низкоглиноэемистых (а1 до 1 %) пироксенах из пироксеновой зоны и включений в Андр Та-содержал метасоматитах. Апобазитовый пироксен отличается высокой глинозем! тостыо, а1=16.8 или 7.90 масс.% А1203.

Более 50% составов КПи отвечает диопсидам, а остальные, примернс равной мере, приходятся на салитовые и фассаитовые составы; очень ре ким является ферросалитовый пироксен (£=62.6%). Основная часть пи| ксенов относится к низко- и среднетитанистым разновидностям [<1 масс.% Т1О2) ; в апобазитовом КПи ТЮ2 составляет 2.16 и 1.38-1. масс.%. В КПи пироксен-гранат-волластонитовых родингитов и, отчасти,

*

¡роксен-гранат-плагиоклаэовых, как и в КПи апофоскоригов пироксеновой 1ции, обнаруживаются диопсид-фассаитовые тренда кристаллизации. Между иноземистостыо и количествами TiOa в пироксена* диопсидового и сали-вого составов отмечается положительная корреляция.

Гранаты относятся к гроссуляр-андрадитовому ряду и характеризуются рокими вариациями железистости - от 26.2 мол.% до 100 мол.% андради-.. Максимальные колебания в составах Гр установлены в КПи-Гр-Та-ро-нгитах. В КПи-Гр-Волл-родингитах наряду с андрадитами сформировался

• состава Андр42,7- Наличие разных Гр подтверждается рентгеновскими

следованиями (1.2052 нм и 1.1963 нм) . Количества ТЛОг в Гр варьируют следов до 4.38 масс.%. Титаном обогащены центральные части зерен.

В пироксен-гранатовых родингитах наиболее распространены гроссуля-вые составы. Гранаты промежуточных составов слагают пироксен-гранат-агиоклазовые, существенно гранатовые и некоторые пироксен-гранатовые роды. Максимально железистые гранаты встречены в пироксен-гранат-лластонитовых и пироксен-гранат-тальковых метасоматитах. Корреляция жду составами Гр и f цементирующих пород не выявлена.

Волластонит. Его состав соответствует теоретическому, обнаруживая значительную примесь FeO, до 1.26 масс.%. Некоторые кристаллы проявят зональное строение, выраженное в более железистом, до 0.93 масс.% Э, составе центральных зон.

Анортит. Na20 в нем составляет 0.35 масс.%, КаО не обнаружен.

Тальк. В тальке фиксируются сравнительно высокие содержания асс.%) Feo*, 4.04-4.75, СаО, до 1.20, и NaaO, до 0.33-0.41.

Апатит. Особенностью апатитов из гранатовых метасоматитов, являют-высокие содержания Si02, составлявшие 4.69-5.70 масс.%.

Хромшпинелид. Минерал в месторождениях обнаружен в частности, в зоксен-гранат-тальковых (+Амф) родингитах в тесных срастания с КПи.

имеет иэометричнузо форму и характеризуется высокими содержаниями шелевого минала, 33.3-33.8 мол.%; остальные - герцинит, галаксит, i-нетит суммарно составляют 6.5-8.4 мол.%.

Количества основных породообразующих компонентов (SiOj, MgO, СаО и Оз) значительно варьируют в зависимости от минерального состава по-I. Большинство составов пироксеновых зон группируются возле точки шсида, тогда как составы гранатовых смеш,ены ж Ди вследствие приме-

сей разных минеральных фаз и аморфной массы. Кроме того, составы пир ксеновых и гранатовых родингитов иногда испытывают смещения в магнеЕ альную (к точкам Сп, Хп) и кальциевую (к Ка) области в связи с сос ветствующими наложенными процессами. Более обособленное положение £ нимают составы волластонитовых и тальковых зон.

Независимо от вида зональности, состава и размеров зон количеса Та02 в них остаются на одном уровне. Максимальные содержания Т: (1.38-2.38 %) установлены в апобазитовых родингитах (группа 1). Зна*. тельная часть родингитов содержит 0.5-0.7 % Т!Ог (группа 2). В пир ксен-гранат-тальковые родингитах титан практически отсутствует (груг 3) . Реликты исходных пород, по которым развиваются низкотитанисть менее 0.7 % Тл.02, родингиты, представлены осадочными породами. Так образом, Тх - индикатор состава и генезиса исходного субстрата.

Эти данные показывают, что пироксены и гранаты, обладающие пое шенной титанистостью, -сформировалась при замещении магматитов; в пир ксенах из апоосадочных родингитов ТЮ2 не превышает 1.0 %.

Во всех родингитах количества А1203 снижается к тыловым зонам; и ключение составляют пироксен-гранат-волластонитовые родингиты, вол^ стонитовые зоны которых характеризуются более низкими содержания А120з. В пироксен-гранатовых родингитах количества А1203 снижается 12.2-12.7 % до 6.2-6.9, (иногда до 3.8 %) . Полный вынос глинозема происходит, так как в пироксеновых зонах формируются глиноземистые г роксены, в том числе и фассаиты.

В целом процесс родингитизации характеризуется привносом Мд, Са резким выносом Бх, АХ, щелочей (рис. 5), а также Ш, Со, Сг, V, £ Ва. Первичный полевошпатовый состав песчаников обуславливает высок содержания К20 (до 6.66 %) в родингитах. В таких случаях с высок* концентрациями Ыа и К обнаруживаются повышенные содержания Бг и Е соответственно, до 830-3600 г/т и 120-1100 г/т, а также иногда 1-1 Из, соответственно, до 75 г/т и 19 г/т.

Широкое распространение родингитов (с учетом эрозионного среза глубин > 4 км) показывает, что процесс родингитизации проходил в шир ком интервала температур и давлений. Значительная интенсивность мег соматоза подчеркивается конвергентной природой родингитов, образ! цихся по субстрату разного состава и генезиса, и показывает, что их

-Ц- 5102 —— ТЮ2 —А120з - Ге203 ГеО _Д_МдО -Л- СаО

Рис. 5. Изменение содержаний элементов (масс. %) в различных видах дингитов: 1 - пироксен-гранатовые, 2 - пироксен-гранат-волластонито-■. :е, 3 - пироксан-гранат-тальковые, 4 - пироксен-гранат-амфиболовые. кращения: ПСФ - породы семейства фоскоритов, Кпи - клинопироксенсвые ны обломков, Гр - 1ракатовые (в 1 чередуются зоны разной окраски) , лл - волластонитовыэ, Та - тальковые, Амф - амфиболовыэ.

разование в значительной степени определяться интенсивными парапет-ми (Т,Р, рН и ЕЙ инфильтрадионных флюидов, активности компонентов). действительно, минеральный состав характеризуется одинаковым числом нералов, развивающихся с закономерной последовательностью от тьшовсй ны к фронтальной.

В то же время, образование пироксен-гранатовой ассоциации в скар-вом процессе магматического и постмагматического этапов, в гидротер-льном процессе и при метасоматическом замещении алкмосиликатных по-

род' (бзэигов, осадочных пород) из гтипербазитовых массивов сравнитель слабо зависят от Т, Р и определяются, главным образом, характеристик ми флюидов. В месторождениях это подтверждается повсеместно разв вающцмися в краевых частях обломков лироксеновых зон, равновесных контактирующими породами, в частности с апофоскоритами и алюмосилика ным субстратам, а также данными по вертикальной зональности.

Тенденция в изменении минерального состава пород семейства роди гитов по вертикали (в низах более • распространены КПи-содержащие) , также аналогичный характер зональности в обломках позволяют констат -ровать-определяющее значение состава и свойств флюидов, основными ко; понентами которых являлись Са и Мд. Их высокие химические потенциа обусловили щелочную реакцию флюидов, а также наблюдаемую вертикальн зональность и локальную микрозональность (Амиржанов, Воронцов, 1984).

Наиболее вероятной формой состояния Са и Мд являлась гидроокисна: Минеральный состав родингитов находятся в согласии с таким предполоЖ' кием, так как в них отсутствуют карбонаты, фторида, сульфаты и сульф; ды, фосфаты. Соотношение химических потенциалов Са и Мд во флюидах в; рьировало в зависимости от состава субстрата и пространственного пол( жения замещаемых пород.

Качественными показателями щелочности (основности) растворов явл! ются состав КПи и соотношение геденбергитового и андрадитового минал(

(Кр) сосуществующих КПи и Гр (Жариков, 1968) . По величине Кр (не

0.48) метасоматоз осуществлялся в щелочных условиях. Максимальная ще лочность характерна для процесса формирования Волл- и Та-содержав родингитов, являющихся крайними ниэкоглиноземистыми членами кальциевс го и магниевого метасоматоза.

Таким образом известковые метасоматиты по целому компексу признг коз относятся к породам- семейства родингитов. Механизм "автс реакционного скарнирования" вводит неприемлемые ограничения на состг субстрата, а также рассматривается как предрудный процесс. В месторол дениях Ангарской провинции ранний рудный (фоскоритовый) этап проявилс перед образованием родингитов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

В месторождениях акгаро-илимского типа на раннем этапе минерагене За широкое развитие получили магматические апатит-форстерит-магнети

■овые порода семейства фоскоритов, выделенные ранее в особый генетиче-:кий тип "автореакдионных магнезиальных скарнов". Они образуют единую :ерию переменной железистости - от форстерититов и рудных форстерити-■ов до магнетитолитов и нельсонитов и обнаруживают генетическое родство с фоскоритами других регионов (Маймеча-Котуйская, Карело-Кольская [ Алданская 'провинции), сформировавшихся в связи со щелочно-•льтраосновными (с карбонатитами) комплексами. С фоскоритовым этапом роисходило формирование основной доли руд ангаро-илимских месторожде-ий. Таким образом, отгадка "загадки Сибирской платформы", как назвал нгаро-илимские месторождения С.С.Смирнов (1933), Заключается в раэви-ии в них пород фоскоритового семейства.

Породы семейства фоскоритов подвергнуты интенсивным преобразова-иям. В самую раннюю стадию, регрессивную, формировались апофоскориты ерпентиновой и хлоритовой фаций.

Известковые метасоматиты {"автореакционные известковые скарны") по омгшесу признаков тождественны породам семейства родингитов. Они кон-актируют или цементируются породами семейства фоскоритов и сформиро-аны по вмеадаюшем, в т.ч. обломочным алюмосиликатным породам разного енезиса и состава в процессе магнезиально-кальциевого метасоматоза, опряженного с процессом серпентинизации фоскоритов. На фоне значи-эльного варьирования физико-химических условий метасоматоза и первич-ого субстрата образовались различные виды родингитов. Выделено 8 ви-эв родингитов.

Ранний этап рудогенеза в месторождениях связан с породами свойства фоскоритов, в которых первично-магматические руды (магнетит-эрстеритовые, форстериг-магнетитовые, существенно магнетитовые и апа-«-магнетитовые) являются самостоятельными. генетическими и промылшен-ами типами. Геохимические особенности магнетита определяются значи-»льными примесями алюминия, магния, реже титана, кремния и алюминия, также отчетливой ванадиевой специализацией и отношением Ш/Со>1.

Развитие пород семейства фоскоритов объсняет ряд таких минералого-юхимических феноменов, как проявление ранней стадии гидратации, ./Со отношение в магнетитах >1, наличие высоких концентраций Р205 в жоминеральных фракциях Мт и ряд других.

Полученные результаты позволяю« оценивать генетический и промьш-!нный тип оруденения отдельно взятой структуры ангаро-илимского типа,

минеральный состав и качество руд, а также являются основой для пр гнозирования масштабов и качества месторождений с рудами фоскоритово. типа.

Список работ по теме диссертации.

Всего по теме диссертации опубликовано 26 работ, в том числе центральной периодической печати 6. Главные работы, в которых изложе; основные результаты исследований следующие:

1. Амиржанов A.A., Воронцов А.Е. Петрохимические особенности ироце сов ликвации в щелочных базальтоидах из диатрем юга Сибирской пла' формы. //Геохимия, 1982, № 10. С.1510-1516.

2. Амиржанов A.A., Воронцов А.Е. К проблеме высокотемпературной мет; соматической зональности • железорудных месторождений ангар< илимского типа. //Трапповый магматизм в связи с тектоникой и п< исками пол. иск.: Тез. докл. Красноярск, 1983. С.106-108.

3. Амиржанов A.A.', Воронцов А.Е. Новые данные о происхождении грана' пироксеновой ассоциации в железорудных месторождениях ангар< илимского типа. //Докл. АН СССР, 1984. Т.274, № 5. С.1174-1178.

4. Амиржанов A.A., Воронцов А.Е. О природе "автореакционных магнеЭ! альных скарнов" в трубчатых структурах железорудных месторождет юга Сибирской платформы. //Метасоматизм и рудообразование. М 1984. С.93-104:

5. Амиржанов A.A., Воронцов А.Е., Полозов А.Г.. Магматические иагнет товые руды в месторождениях ангаро-илимско!;о типа. //БаЗитовый ма; матизм Сибирской платформы и его металлогения: Тез. докл. Якутci 1989. С.86-87.

6. Амиржанов A.A., Воронцов А.Е., Пискунова Л.Ф., Смирнова Е.В. Фоск< риты в железоруд!£ых месторовдениях Ангарской провинции Сибирск! платформы, //(в печати, Доклады РАН).

7. Воронцов А.Е., Амиржанов A.A. Проблема происхождения желеэорудм месторождений ангаро-илимского типа (Сибирская платформа! //Соврем, проблемы теорет. и прикладной геохимии. Новосибирс] 1987. С.118-124.

8. Воронцов А.Е., Амиржанов A.A., Полозов А.Г. Формационная принадле: ность магматических магнетитовых руд в месторождениях ангар> илимского типа (Сибирская платформа). Мат-лы 1-го Всеросийско: