Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау (на примере Верхнепетропавловского массива)

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов Кузнецкого Алатау (на примере Верхнепетропавловского массива)"

АКАДЕМИЯ НАУК СССР

ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ

И ГЕОХИМИИ

На правах рукописи

ВРУБЛЕВСКИИ Василий Васильевич

УДК 552.331+552.11 (571.17)

ПЕТРОЛОГИЯ АССОЦИАЦИИ ЩЕЛОЧНЫХ ОСНОВНЫХ ПОРОД И КАРБОНАТИТОВ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ

(на примере верхнепетропавловского массива)

Специальность 04.00.08— Петрография и вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва — 1989

Работа выполнена в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии АН СССР.

• Научный руководитель: доктор геол.-мин. наук Яшина P.M.

Официальные оппоненты: доктор геол.-мин.наук Орлова М.П.

(ВСЕГЕИ Маягео-СССР),

кандидат геол.-глин.наук

Глаголев A.A. (ШШ АН СССР).

Ведущая организация: Институт минералогии и геохимии .

редких элементов АН СССР и Мингео СССР.

Защита состоится " II " апреля 1989 г. в Jt5_ час. на заседании специализированного совета K.002.88.0I до црисузденш ученой степени кандидата наук в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии АН СССР по адресу: I090I7, Москва, Старомонегный пер., дом 35.

С диссертацией можно ознакомиться в Отделе геологической ... литературы Библиотеки по естественным наукам АН СССР (Москва, Старомонетный пер.,' д. 35).

Автореферат разослан "10 " марта 1989 г.

Ученый секретарь", специализированного совета, кандидат геол.-мин.наук

К.В.Нодлесский

Введение. В работе рассмотрены различные петрологические аспекты формирования ракнэ-среднедезонской интрузивной ассоциации щелочных оснозных пород и карбонатитов, проявленной з северной части 1\узнецкого Алатау. Щелочные основные породы здесь известны давно, а карбонатиты обнарукены нагла впервые. Они шлею? ограниченное распространение и наиболее полно представлены в пределах Верхнепетропавловского цзлочно-габброидного массива. Вследствие этого данный массив явился главным объектом нагих исследовании, которые вначале проводились в Томском госуниверситете, а в период аспирантуры - в" лаборатории общей петрологии ИГЕ.',! в рачках темы "Эволюция магматизма структур ¿активизации континентальных консолидированных областей".

Актуальность данных исследований для Кузнецкого Алатау определяется тем, что несмотря на сравнительно хорощуэ геологическую изученность региона, до настоящего времени никем не рассматривался вопрос образования карбонатитов, связанных с проявлением на его территории щелочно-габброидного магматизма в эпоху девонской тектоно-магматической активизации. До сих пор продолжают оставаться такне дискуссионными вопросы формациокной и возрастной принадлежности магматических комплексов щелочных основных пород, проблема их происхождения, роль и масштабы соотношения интрузивных и метасог.атаческих процессов в породообразовании.

Цель исследований состояла в выявлении специфики вещественного состава карбонатитоноснон ассоциации щелочных основных пород, установлении природы источника исходной щелочно-базитозой магмы, в определении характера и ролевой значимости петрогенеги-ческих процессов, контролировавших формирование пород изученной ассоциации.

Основные задачи исследования:

- уточнить геологические взаимоотношения и последовательность формирования пород путем детального изучения, керна глубоких буровых скваяин;

- изучить состав наименее измененных интрузивных образований массива, показать преемственность и закономерное изменение их вещественного состава внутри дифференцированной серии щелочных основных пород и карбонатитов;

- сопоставить характер изменчивости химизма пород и главных породообразующих минералов с цельо выявления особенностей эволюции рассматриваемой магматической системы;

- на основании особенностей химического состава и других

свойств (изотопия, термолюминесцеиция, термометрия) сосуществую- -щих породообразующих минералов получить дашша о физико-химических условиях формирования пород;

- изучить изотопный состав кислорода, углерода и стронция пород и минералов щелочио-габброидной карбонатитоносной ассоциации с целью установления «источника их вещества, а также определения степени взаимодействия (контаминации) магматических расплавов коровым карбонатным материалом и его роли в щелочном петро-генезисе.

Фактическая основа и методы исследования. Первичные материалы собраны при полевых работах автора в центральной части оршанской Тайги (Кузнецкий Алатау) в период с 1979 по 1986 гг. в составе тематических научно-исследовательских групп Томского госуниверситета и ИГЕМ АН ОСCP (г. Москва).

Лабораторные исследования образцов горных пород включали: а) их петрографическое изучение (1000 шлифов и аншлифов); измерение оптических констант минералов; й) определение компонентов химического и микроэлементного состава пород и минералов (32 обр.) классическими методами химического и приближенно-количественного спектрального анализа, методами рентгено-фчворесценг-ным и пламенной фотометрии (ИГиГ СО и УО АН СССР, ИГО "Запсибгео-логия"); в) обработка и сопоставление петрохимических данных методом главных компонент (R-модификация факторного анализа)на ЭВМ Cnnon-cx 1 в ИГЕМ АН СССР с одновременным использованием вариационных диаграмм; г) определение химического состава главных породообразующих минералов и макровключений в них (145 анализов) на микроанализаторе "Cameca" MS-46 (ИГЕМ АН СССР); факторный анализ полученных данных; д) термометрические исследования микровключений в минералах карбонатитов методами гомогенизации и де-кредигациц; изучение гермолшинесценгных свойств, ренггено-сгрук-гурный анализ (ДРОН-3) и ПК-спектроскопия (Specord 75 JR) минералов карбонатитов (ИГЕМ АН СССР, ТГУ, ИГиГ СО АН СССР); е) изучение изотопного состава кислорода' (48 ав.), углерода (15 ан.) а стронция (20 ан.) по валовым пробам пород и мономинералышм фракциям на масс-спектрометрах МИ-1201В и WIAT-260 (ГИН АН СССР).

Научная новизна. В результате проведенных исследований:

- впервые на территории Кузнецкого Алатау обнаружены и детально изучены карбонагигы, минералого-геохимические и изотошше особенности которых свидетельствуют о высокотемпературной магма-тогенной природе этих образований; на примере Верхнепетропавлов-

ского массива выделяется комагматичная ассоциация, представляющая собой дифференцированную интрузивную серию щелочных основных пород и карбонатитов;

- микрорентгеноспектральным зондированием получены неизвестные ранее данные о закономерном характере изменчивости и вариациях химического состава главных породообразующих минералов как внутри конкретных минеральных фаз, так и в пределах всей дифференцированной серии пород; сопоставление результатов микрозондо-вого анализа о петрохимическими данными показало, что ход магматической эволюции контролировался не только процессами кристаллизационного фракционирования, но сопровождался также десшшкацией и повышением основности производных щелочных расплавов, контами-нированных веществом осадочных известняков;

- впервые для объяснения генезиса пород щелочно-основной формации севера Кузнецкого Алатау (Мариинская Тайга) привлекаются данные по изотопии стронция, кислорода и углерода; при этом на основании особенностей изотопного состава пород и минералов обосновывается важная роль процесса взаимодействия исходной мантийной щелочно-мафаческой магмы и ее дериватов с материалом земной коры, в данном случае с известняками вмещающей осадочной толщи.

Практическая значимость. Выделение карбонатитов в составе ассоциации щелочных основных пород подтверждает ранее высказанные предположения о их полиформационяой природе и гетерогенности. Это повышает вероятность их обнаружения, в том числе и более низкотемпературных рудоносных фаций, в магматических комплексах раздачиих щелочных пород. Характер и масштабы рудной минерализации карбонатитов в таком случае определяются, в первую очередь, редкоэле-ментным составом исходных силикатных магм.

Контаминация щелочно-базитовой магмы и ее дифференциатов карбонатным веществом повышенной основности приводит к появлению производных десилицированнцх расплавов,-обогащенных глиноземом и щелочами. При их дальнейшей кристаллизации возникают существенно нефелиновые породы, которые могут быть использованы в качестве глиноземного сырья. Кроме этого, насыщение магмы солевыми карбонатными компонентами в значительной степени могло способствовать ликва-ционному обособлению карбонагитовой жидкости.

Основные защищаемые положения:

I. Впервые выделена и всесторонне охарактеризована комагматичная ассоциация щелочных основных пород и карбонатитов в северной часта Кузнецкого Алатау (Мариинская Тайга). На примере Верх- 3 -

непетропавловского массива показана ее принадлежность к дифферен- " дарованной интрузивной серии: 'субщелочное габбро - тералит - полевошпатовый ийолит - фойяит - апатитсодерзшщий кальцитовый кар-бонатит. Генетическое родство рассматриваемых образований выражается в их совместной пространственной локализации, закономерном изменении химизма пород и минералов, а также в близком сходстве их изотопно-геохимических характеристик.

2. Установлено, что формирование изученной серии щелочных основных пород происходило в относительно глубинных условиях (интервал 2-7 кбар) при ведущей роли процесса фракционной кристаллизации исходной мантийной мафической магмы повышенной щелочности. На магматическую эволюцию уяе на уровне промежуточных очагов существенное влияние оказывала контаминация коровым материалом, в данном случае веществом известняков вмещающей осадочной толща.

3. Обоснована высокотемпературная (~890°С) магматогенная мантийно-коровая природа кальцнтовых карбонатитов Верхнепетропавловского массива. Предполагается ликвацзонннй механизм обособления карбонатитовой еидкости, что связывается нэ только с процессом глубинной карбонатизации исходной щелочночЗазитовой магмы, но и, главным образом, с предельным насыщением производного ийолито-вого расплава в промежуточном очаге солевыми компонентами осадочных известковых пород,

Апообация работы. Результаты работы докладывались на конференциях молодых ученых ".Молодые ученые и специалисты-народному хозяйству" (Томск, 1983) и "Геология месторождений рудных и неметаллических полезных ископаемых" (Москва, 1986), Всесоюзном совещании "Теория и методология минералогии" (Сыктывкар, 1985), XI Всесоюзном симпозиуме по геохимии изотопов (Москва, 1986), ХШ семинаре "Геохимия магматических пород" (»Моста, 1987). По теме диссертации опубликовано 8 работ.

Объем работы. "Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения общи:.! объемомZZ6 стр., включая /37 стр. машинописного текста, 33 рис. и 25 табл. Список литературы включает 200 наименований .

Работа выполнена в ITEM АН .СССР в соответствии с планом HHP под руководством доктора геолого-минералогпческих наук Р.г,¡.Яшиной. Полевые исследования в Кузнецком Алатау проводились совместно с сотрудниками Томского госуниверситета и ИГО "Запсибгеология" П.3.Осиновым, Н.А.Макаренко, 0..'¿.Гриневым, З.Н.Влпсафенко, С.Ю. Гельродом, А.И..\*остовск2м, сотрудника:® московских академических ;

институтов Р.1д.Яшной (ПГЩ) и Б.Г.Покровским (ГКН). При обсуждении результатов исследований с докторами геол.-ыин. наук З.А. Кононовой, В.П.Петровы:,! (ИГЕ!,! АН 03СР), профессором М.П.Кортусо-вш (ТГУ), кандидатами геол.-мин. наук В.Д.Андреевой, Е.В.Свешниковой, В.А.Первовым (ИГЕ.',5 АН СССР), Н.М.Подгорных (ИГиГ СО АН СССР), С.И.Коноваленко (ТГУ) диссертант получил ряд ценных советов.

Автор ярпзнателен научным сотрудникам ИГЕМ и ГШ АН СССР кандидатам геол.-мин. наук С.Е.Борисовскому, А.Д.Бабанскому, В.Н.Кулешову и Б.Г.Покровскому, доктору, геол.-мин. наук В.И.Виноградову за практическую помощь и общее руководство при проведения мякрозовдовнх, минералотермометрзческих и изотопных исследовании. Большой объем аналитических работ выполнен таксе Н.В.Тро-невой, И.П.Ладутиной, Г.Н.Муравицкой, Ю.Л.Погорелозым, Л.А.Танеевой, Н.К.Власовым, О.И.Хлебниковой и другими. В математической обработке аналитических данных большую помощь оказал А.И.Цеппя.

Всем перечисленным лицам автор зырагае? искреннюю благодарность.

Глава I. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОШШ, СТРОЕНИЕ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ АССОЦИАЦИИ ЩЕЛОЧНЫХ ОСНОВНЫХ ПОРОД И КАРБОНАТИТОВ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ

В настоящее вреди имеется целый ряд работ, посвященных изучению геолого-структурной позиции к вещественного состава щелочных интрузивных образований Кузнецкого Алатау. В рассматриваемом регионе, особенно в его северной части, известно около сотни массивов и более мелких проявлений субщелочных и щелочных основных пород, систематическим исследованием которых в разное время занимались геологи ИГО "Запсибгеология", а также сотрудники научных организаций АН СССР, Томского госуниверситета, СШЯЯЛ'ШСа' и некоторых других. Среди них следует упомянуть работы Баженова, И.З. Дучицкого, Моссакозского, Кортусова, Скобелева, Прусевича, Андреевой, В.А.Врублевского, Заболотнаковой, Ростовского, Бозина, .'¿гха-леза, Родыпшой, "акаренко, Дроздова, Уварова, Кононовой, Бог:-?и-кова, Довгаля, Сухариной, Елисафеяко, Маркова, Алабина, Тугодосо-ва и многих других.

Кузнецкий Алатау, являясь одним из составных элементов Ал-тае-Саянской складчато-глыбовой области, такгэ имеет мозаичное строение и как самостоятельная структура сформировался в период раннекаледонского тектогеноза. Для геосинклинального этапа раз-

вития данного региона характерны магматические.комплексы гииор- ~ базитов (е-)-е2). собственно габброидных (е2-е3) и габбро-плагио-граштшх (б1-е2) пород. Б дальнейшем, на орогенном этапе происходило формирование пестрых гранитоидов батолитовой формации, которое привело в конце ордовика к консолидации раннекаледонских складчатых структур. Образование же многочисленных щелочных интрузий, в том число и щелочных основных пород, как считает большинство исследователей, связано с процессом девонской тектоно-магматической активизации.

Изученная нами ассоциация щелочных основных пород и карбонатитов проявлена на севере Кузнецкого Алатау в пределах Кийской структурно-форыационной зоны. Здесь, в бассейне среднего течония р. Большой Тулуюл, в 15 км друг от друга расположены два щелочно-габброидных массива - Верхнепетропавловский - главный объект изучения, и Тулушьский, на котором при бурении обнаружена пока только одна карбонатитовая шла мощностью около 6 м.

Оба массива приурочены к области сочленения стабильного тектонического блока раннекаледопекой складчатости и относительно подвижной межблоковой зоны с широким развитием тектонических разломов и зон дробления. Для стабильных блоков, относимых к категории срединных массивов, характерно преобладание карбонатных отложений позднего докембрия и нижнего палеозоя мощностью не менее 10-12 км, а в глобальных зонах распространены породы кремнисто-сланцевой и вулканогенной спилит-диабазовой формаций нижнего палеозоя. Важной особенностью локализации щелочно-габброидных интрузий является их пространственная приуроченность.вблизи северного окончания линейно-вытянутых рифтогенных грабеноподобпых структур - Талановской ж Растайской, возникших при оживлении и раскрытии глубинных разломов в период тектоко-ыашатической активизации. Грабены наложены на рнфейско-кембрийокий складчатый фундамент и выполнены вулканическими породами раннедевонской базальт-трахибазальтовой формации.

Геолого-структ.урная позиция' и внутреннее строение Верхнепетропавловского массива. Он представляет собой многофазную интрузию с общей площадью выхода около 3 км2. Наиболее ранние субщелочные габбро образуют почти вертикальное штокообразное тело с интрузивными контактами, прослеженное до глубин.порядка 800 м. Оно залегает среди измененных основных эффузивов раннекембрийско-го возраста, которые в узкой приконтактовой зоне превращены в роговики. Субщелочные габброиды инъецированы жилообразными телами

щелочных пород - тералитов, полевошпатовых ийолитов и фойяитов мощностью от I до 15 м. Вместо с тем, в центральной части массива полевошпатовые ийолиты образуют крупную ¡пастообразную залежь больших размеров, выклинивающуюся на глубине около 300 м. Контакты щелочных пород о вмещающими габбро резкие, но без видимых закалочных явлений, нередко наблюдаются разновеликие ксенолиты не-фелинизированпнх габбро и вулканитов. Зафиксированы случаи пересечения тералитов полевошпатовыми ийолитами, однако чаще жильные тела располагаются субпараллельно, что, по-видимому, обусловлено их приуроченностью к одним и тем же ослабленным зонам. Фойяиты образуются позднее. Они распространены по всему объему массива, но максимальным насыщением ими отличается тектонически ослабленная восточная приконтактовая часть массива.

По данным бурения размещение щелочных пород контролируется довольно кругшш тектоническим нарушением, полого погружающимся ка северо-восток под углами 30-40°. К этой же дизъюнктивной структуре приурочено большинство обнаруженных карбонатитовых тел. Они образуют среди щалочно-габброидных пород массива достаточно мощную, около 300 м, линейную зону, совпадающую с ориентировкой тектонического разлома. Всего обнаружено 50 зкил и прожилков кар-.бонатитов мощностью от 0,1 до 8,7 м. Их взаимоотношения с другими породами резко секущие, границы лшл, как правило, тоже резкие, без видимых экзоконгактовых изменений. Лишь в отдельных случаях возникает окарноподобные образования с характерны?,! минеральным парагенезисом: магнетит+граяат+веэувиан. Спорадически присутствуют апатит и кальцит. Мощность экзоконгактовых изменений не превышает 20-30 см. Нередко наблюдается приуроченность продуктов Са-метасоматоза к зонам повышенной трещиноватости вне видимой пространственной связи с карбонатитами. При этом наиболее интенсивным преобразованиям подвергаются полевошпатовые ийолиты, происходит их собирательная перекристаллизация с образованием пегматоидных, нередко такситовых, иефелик-пироксеновых пород.

Петрография и особенности химизма щелочных основных пород массива. Вопросы петрографии Верхнепетропавловского массива неоднократно обсуддались в литературе, поэтому мы приводил лишь краткую характеристику главных типов пород.

В пределах массива наиболее распространены субщелочные оли-виясодержащие габбро ыезократового типа. Эти породы среднезернис-тые, обладают массивным сложением и типичными микроструктурами: габбро-офитовой, офитовой, пойкилоофитовой. Средний количествен-

lto-минералогнческий состав и особенности химизма главных породообразующих минералов приведены в табл. I. Тералиты по внешнему облику обладают значительным сходством с субщзлочными габбро, имеют гкпидиоморфнозернистое микростроение, ко в отличие от габбро в породах появляются нефелин и натровый ортоклаз (табл. I). По сравнению с последним нефелин более идиоморфен, отмечаются признаки интерстициальлого роста его зерен с последовательным вытеснением или захватом ранее выделившихся клинопироксена и плагиоклаза.

Полевошпатовые ийолиты - массивные среднезернпстые породы, характеризующиеся переменна'.! идиоморфизмом, главным образом, нефелина и'клинопироксена. В составе пород в подчиненном количестве присутствуют натровый ортоклаз, олягоклаз-андезин и амфибол (табл. I). Последний, как и в габброидах, находится в основном в тесном срастании с клинооироксеном, а наиболее ярко выраженным ксеномэрфлзмом обладает щелочной полевой шпат. На отдельных участках породы перекспсталлизованы, приобретают пегматопдный облик. При отом содержание нефелина увеличивается до 65-70 ой.%, а его состав .становится более калиевым.

Нефелиновые сиениты по своему состазу отвечают оироксен-ам-фпболовш фойнитам (табл. I), имеют среднезеряистое массивное сложение и гипидиоморфнозерндстую микроструктуру. При этом породообразующие клинэгшроксен и нефелин равномерно распределены в основной массе породы, сложенной ортоклазом однородного, репе пер-титового строения.

Генетическое родство всех членов дифференцированной интру-зизной серии щелочных основных пород выражается не только в их теской пространственной локализации, но такге и в закономерном изменении химизма. Субщелочнпе и щелочные основные породы Верхнепетропавловского массива в целом обладают покигеняой кремвекислотностью ( sío2 44-53jí)» повышенной кальциевостью (СаО до 8-162') и гл'ияоземистостью ( А12о3 15-26р), имеют Ка-К специфику ( i:a2o 3-10$, к20 1-1%). Сравнительный анализ петро-химического материала с помощью вариационных диаграмм, метода главных компонент (В-модификапия факторного анализа) позволил установить согласованное .поведение главных петрогенных элементов в процессе формирования пород. В направлении от ранних габйро к более поздним интрузивным фазам массива постепенно возрастает (0,49-0,93) их общая лилезистость1^, ■ идет накопление глинозема и щелочей при одновременном умеш/хении количества фемкчес-

** ? общ.=?еС+Ре2о3/?ео+?е2о3+1!ео (в'% масс: содер:гаяий).

- 8 -

ких компонентов. Содержание Sio2 в среднем остается примерно постоянным и заметно возрастает только в нефелиновых сиенитах. 3 целом, если даае учитывать наблюдаемый эффект десиликации производных расплавов, главная петрохимпческая тенденция магматической эволюции в основном отвечает процессу кристаллизационного фракционирования по боуэновской модели дифференциации. Сопоставление химизма щелочных основных пород массива с вулканитами база-нит-фонолЕтовой эффузивной серии Кузнецкого Алатау, для которой ведущим петрогенетическим процессом считается именно, фракционная кристаллизация (Гуголесов и др., 1987), показало значительную близость харахстера эволюции их составов, что Позволяет предполагать и сходные пути формирования пород.

Глава 2. ЭВОЛЮЦИЯ Х1ШЗМА ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ

Сравнительное изучение химизма породообразующих минералов выполнено на микроаналлзаторе "Cameca" î.ts-46 в ИГЕ!;1 АН СССР. Подобные исследования проводились вперзые и позволили установить характер "изменчивости составов ведущих минералов, а также степень сходства общей направленности эволюции химизма пород и минералов.

Кянношгроксеян пород изученной ассоциации в целом отличаются сравнительно высокими содержаниями алюминия ( ai2o3 2,5-7,0i), титана ( тю2 0,5-2,3i) и трехвалентного гелеза ( Ре„о, 1,39,0%), что в сочетаний с повышенной кальциевостью ( Cad 2I-23;S) позволяет рассматривать их в группе фассаитовых разновидностей. В направлении от ранних субщелочных габбро к более поздним тера-литам и полевошпатовым ийолитам последовательно увеличивается не только содержание ферросилитового минала, но и щелочность клиношроксенов (табл. I). Количество згкринового компонента з минералах -при этом изменяется незначительно от 5 до 9 отн.2.

Если оценивать эволюцию химизма минералов по возрастающему уровню их яелезпстости, то состав клиношроксенов Ьо мере усиления степени дифференцированностк производных расплавов постепенно изменяется от даопсида в габбро до салига и ферросалита в те-ралитах и основных фойдолитзх (табл. I). С возрастанием общей г.е-лезистосги (?) совпадает и характер распределения магния и келеза в пределах отдельных пироксеновых зерен, периферия которых имеет меньаую магкезиальность. Особенно заметны вариации хлулчеокого состава в отчетливо зональных зернах клиношроксенов полевощпато-вых ийолитов (центр р 0,48-0,57, край б- 0,68-0,80). Установленная тенденция возрастания яелезпстости в определенной степени па-« - q -

рушается в клинопироксенах еще более поздних фойяитов и карбо-натктов. Наблюдаемое в них увеличение энстатитовой составляющей (табл. I), на наш взгляд, следует связывать с повышением активности сильных оснований в остаточных расплавах, контаминированных карбонатными компонентами осадочных известняков. Следует отметить, что по сравнению с клкнопироксенами габбро, тералитов и фойяитов (Si02 49-512) пироксены полевошпатовых ииолитов (особенно центральные части их-зерен) характеризуются резко пониженными содержаниями (44-46%) кремнезема и наиболее низкими значениями отношения Si/Allv, . что мозет являться признаком ослабления активности Si02 в магме (Kushiro,i960; Ье Bas, 1962 ) в период кристаллизации полевошпатовых нйолигов. Об этом se свидетельствует сниде-цие величины соотноаения Si02/(ca0+Mg0+Pe0) в клинопирокоенах до 1:1, что вполне согласуется с данными экспериментального моделирования десилицированных систем (wyiiie and Haas,1965). Выявленные отличая недоскщенных Si02 клинопироксенов, по-видимому, вызваны десиликацией производного иполитового расплава в результате контаминации ыашы коровыы карбонатным материалом. Косвенным признаком насыщения расплава заимствованной углекислотой кокет служить увеличение в пироксенах содержаний РеЭ+ (Щербина, 1980), нескор-реларованного с эквивалентны,! количеством натрия.

Амфибол - второй по распространенности фемический минерал в породах массива, тесно ассоциирует с клиношроксеноа и нередко замещает его с образованием полных псевдоморфоз. Это свидетельствует либо о позднем возникновении амфиболов, либо о более длительном периоде их кристаллизации по сравнению с клинопироксенами. Специфичными особенностями химизма изученных амфиболов, свойственных только магматическим разновидностям, является повышенная тита-нистосгь ( Ti02 3-52) минералов, особенно в габбро, а такяе характер распределения алхшния (aiiv/ aiv1>3) в их кристаллической структуре ( Fleet and Barnett, 1978 ).

Характерной особенностью изученных амфиболов является закономерное увеличение их общей келезистости F от 0,42 до 0,90 в ходе магматической эволюции, тесно коррелируемое с аналогичным изменением данного параметра в сосуществующих с ними пироксенах. Заметное повышение происходит и в краевых частях самостоятельных зерен минералов. Амфиболы пород массива обладают предельно низкими содержаниями sío2 (37-422), характерными в основном для кер-сутитоз и вариететов паргасит-феррогасткнгситового ряда. В соответствующем для них диапазоне варьируют такке количества Cao и

- 10 -

ai2o3 (II-I2/S) и щелочей ( 4-5i). Согласно принятой терминологии (Leacke, 157Й ) подобные амфиболы классифицируются нами как но-лезистые паргаситы и ферроиаргаситы. С повышением уровня титанис-тости выделяются разновидности, переходные к керсутиту.

Оливин в породах массива"распространен ограниченно, встречаясь только в субщелочном габбро и тералитах. По своецу составу минерал варьирует от гиалосидеркта в габбро до гортонолита в тералитах (табл. I), причем периферические части зерен имеют более железистый состав. Наиболее магнезиальная его разновидность -хризолит (?а18) образует только небольшие, совместно с диопси-дом ( ?s6 ) кумулатоподобнке скопления среди габбро. При сравнении составов ассоциирующих оливина и клиношроксена отмечается согласованное изменение их зкелезистости, что- в определенной степени -подтверждает сингенетичность этих минералов.

Изученные оливины практически не содержат никеля, титана, алюминия и щелочей. Более железистые разновидности обогащены i.;r.o до 2%. Обращает внимание низкий уровень кальциевости оливинов (СаО 0,14-0,31й). Предполагается, что в заметных количествах кальций может входить в структуру оливина только в условиях существенного снижения величины давления и, по-видимому, это связано с уменьшением глубинности формирования пород ( stormer, 1973; Siskin and Smith, 1970 ).

Негоелпн как первично-магматический шнерал встречается во всех породах массива, за исключением габбро и карбонатитов, однако наиболее значительные его концентрации наблюдаются только в полевошпатовых ийолитах и ийолит-уртитах. В субщелочном габбро, в узких зонах приконтактозой нефелинкзации, развитие нефелина носит ярко выраненный вторичный характер с образованием в основном спм-длектитоподобннх его срастаний с кяинопироксеном габбро.

Сравнительный анализ химического состава изученных нефелинов с применением метода главных компонент позволил выделить две достаточно дискретные группы фельдшпатоидов: I) нефелины неизмененных магматических пород массива - тералптоз, полевошпатовых Эолитов и фойяитов и 2) нефелины шрекристаллдзованкых пегматоидшк ийолит-уртитов и нефелидизироваиных габбро. Перзично-магматичес-кие нефелины первой группы характеризуются более высокими содержаниями избыточного 1фемнезема (qz 3,4-6,3*) при ионкг.енных средних значениях каяиезо-натрпезого отношения от 0,204 в тералитах до 0,210-0,217 в фойяитах и полевошпатовых ийолитах. По сравнение с тералитами, в породах более поздних интрузивных фаз по мере па- ii -

дения температуры образования нефелина с 775° до 700-500°С (Hamilton,1961 ) в структуре минералов сокращается число вакансий в позиции щелочных; катионов, фелъдшпатоиды становятся более упорядоченными (Smith and Sahama, 1954). В ЭТОМ Ее направлении В нефелинах заметно возрастает суммарная концентрация калия.и натрия в среднем с 3,42 до 3,55-3,58 ф.ед. (>Та20+к20 IS-222), закономерно увеличиваются содержания кальешштового минала <ks) с 15 до 18,i, снижается количественный уровень анортитового компонента (an)с II до 4$. В прямой зависимости от характера вариаций анор-тиговой составляющей находятся.содержания нефелинового шгнала. ,

В фелъдшпатоидах перекристадлизованных пегматоидных ийолит-уртитов и нефелиназированннх габбро величина к/ка достигает еще ■ более высоких значений (до 0,261, в среднем 0,239) ж возрастает содержание ks с 18 до 212. Однако в отличие от первично-магкаги-чеекпх нефелинов, количественный уровень избыточного кремнезема в них резко падает до 1,6-2,7;» qz. Повышение калиевости нефелинов этой группы, их кристаллизация при более низких температурах (<500°С) связаны, скорее всего; с позднемататическиы воздействием обособившейся флюидонасыщенной щелочно-карбонатитовой кидкос-ти. По-видимому, отделение от нее кальцийсодержащих углекислых растворов повышенной основности и возможная дегазахдая делочей послунили рехулирующим фактором метасоматического преобразования и перекристаллизации пород.

Полевые шпаты являются непременной составной частью пород массива и представлены двумя основными группами минералов: плагиоклазами и калаево-натриевыми полевыми шпаташ. Состав плагиоклазов варьирует в довольно широких пределах от лабрадор-битовни-та в субщелочном габбро до аядезин-олигоклаза в тералитах и поле-вошатовых ийолитах и сильно меняется даяе в пределах отдельных зерен, причем краевые их части имеют более кислый, чем в центре, состав. По сравнению с габбро плагиоклазы щелочных пород содержат в 2-4 раза больше ортоклазового компонента. .

Возрастание роли калия в магматическом расплаве сопровокда-ется появлением заметных количеств щелочных полевых шпатов в тералитах, полевошпатовых ийолитах и особенно в нефелиновых сиенитах, где они являются уае одним из главных породообразующих минералов. Изученные щелочные полевые шпаты представляют собой практически гомогенные твердые растворы с переменным содержанием ор-токлазовой и альбитовой молекул ог41_57 и по своим свой-

ствам соответствуют натриевым разновидностям ортоклаза с промеяу-

Таблица I

Порода Минерал, среднее содержание, об.2Г Средний состав минерала (8?Sr /86Sr )o S18o*

П КП п КП ил,не кц тмг кц

Субщелочное габбро пл 52' кп- 35' ачф 7 • ол 5 . апбЗ аЪЗб ог1 епЗЭ wo52 fs9-, aeg5, ca-al Тв 8,' железистый паргасит fo58 fa42 РеО ~ 7%, P~0,25 0;7042 0,7029 +7,4 +6,3 +8,0 (ял) - - -

Т'ералит пл 34 не 21 кп 29 шл£Ь 6 ол'З ЦПШ 6 ап35 аЪб5 ог2 ne71 ksl6 an8 qz5 еп32 wo52 fsl6, aeg5, ca-al Тз 3, гелезистый паргасит fo39 fa61 ог4б ab49 ап5, Ва0~2$ Pe0*~13%, P-0,43 0,7049т 0,7054 0,7032 >7,5+ +9,7 +8,6 + +9,2 + 10,8 - - -

Полевошпатовый ийолит не 49 пл 14 кп 22 амф 4 щит 10 ne71-72 ksU-19 апб-7 qz2-4 ап31 аЪбб огЗ en20 wo5é fs24, aeg8, ca-al Ts 2, ферропаргасит ог52 ab44 ап4, Ва0~1,4# Pe0*~18%, P-0,65 0,7054+ 0,7057 0,7045+ 0,7048 +8,3+ +10,2 +8,3+ +9,3 +9,7+ + 10,3 (не) - - -

Оойяиг щпш 70 не 20 кп 8 амф I ог57 аЬ40 апЗ, Ва0~0,2% ne73 ks17 an5 qz5 еп2б wo54 fs20, aeg9,-ca-al Ts 0,5, ферропаргасит Ре0*~1б%, ?-0,55 0,7075 0,7051 + 10,8 +9,3 - - - -

Карбонатзг кц 25-65 нп ед.-45 мнт 8-60 ап 5-18 гаг 1-10 йи ед.-5 HgO 0,37, Pe0*0,07 en31 wo54 fs15, aeg2,5, Ts 4, PeO~11%, TAgO-15%, P-O',39 ТЮ2-5Й Ug / Pe = 3,5 : 1, K20~95î PeO*— 7%, ?~0,22 0,-7057+ 0,7065 - - +9,0 - +11,8+ + 15,5 +7,1 + +7,5 -2,0+ -3,5

Низкотемпературные калыдтовые жилы "посткарбонатитового" этапа, известняки, магнезиальные кальцифиры. мраморизоваяные 0,7080* 0,7083 - - - - +21,1 + +24,9 - +0,5

. " . Прж1ечание_к_габл. I.. пл - плагиоклаз, щпш - ортоклаз, не -

Таблица 2 яеиелия, кп - клинопироксен, амф - амфибол, ол - оливин, 1-л -

кальцит, мят - монтичеллит, ап - апатит, ткг - титаномагнетит, шл - йлогопит. Суммарные содержания акцессорных минералоз сили- , катных пород сйена, магнетита, апатита и граната не более I об.£. ед. - единичные зерна, п - валовый состав породы. ЗреО - суммарное келезо в 2-валентяой сЬсюме. Значения о1Бо и о1^ даны в промилле (°/оо) относительно стандартов соответственно $"с.г и РВЕ.

Прюлечакие_к_табл."_2. 1-3 - разновидности карбонатитов: I -апатит-кальцптовзя, 2 -""монтичеллит-кальцитовая, 3 - пироксен-кальпитовая; 4 - мраморизованнке известняки, в скобках - магнезиальные калыщфзры вмещающей осадочной толщи .й20*= га^о * к 2 Содержания оксидов даны в ыас.%, редких элементов - в г/т.

1 2 3 i 2 3 1 2 3 4

SÏ02 4,59 9,63 24,64 MgO 1,10 3,28 8,40 Sr 4000 2300 1000 300 (400)

Ti 02 0,07 0,25 1,36 СаО 52,37 45,74 24,49 Ва 900 640 600 - (170)

А12о3 0,66 1,07 2,24 R20 0,20 0,10 0,39 Zr 60 150 150 30 (80)

?е203 1,44 5,77 16,23 Р2О5 6,00 1,33 0,67 Je+La 170 90 90 _ ( - )

РеО 0,55 2,41 7,66 со2 32,31 29,49 12,44 Y 60 40 80 - (Ю)

МпО 0,06 0,30 0,73 Е 99,35 99,37 99,25 ЖЬ 10 10 10 - ( - )

точной степенью структурной упорядоченности- Наиболее обогащены калием (üjO до 10%) ортоклазы полевошпатовых ийолитов и фоЁяи-тов, в них яз увеличивается соотношение калия к натрию, достигая значений 1,2-1,6. Отмеченная гомогенность, обусловленная повышением растворимости натриевого компонента, в сочетании с установленным несовершенством кристаллической структуры яалиево-

натраевых полевых шпатов могут свидетельствовать о сравнительно высокотемпературном резшме их образования. Это подтвервдаю? и результаты исследований, проведенных нами методами двудолевошпа-товой термометрии (Barth,1963; Seck,1971; Stormer,1975).

Таким образом, приведенные вами данные свидетельствуют о направленном закономерном изменении химизма главных породообразующих минералов в процессе формирования дифференцированной серии щелочных основных пород.

Глава 3. ШБОНАТИТЫ

Карбонатиты распространены в основном в пределах Верхнепетропавловского массива. Это неравномернозернкстне породы массивного, атакситового, pese полосчатого строения, сложенные з основном кальцитом, клиношроксеном, монтичеллшгом, апатитом и титано-магнетЕтсм. Все минералы обычно резорбируются кальцитом. Наряду с,, преобладающими размерами зерен 1-5 мм, наблюдаются более крупные кристаллические индивиды апатита, титаномагнеткта (до 10-15 мм) и ыонтичеллита (до 20-25 мм). По количественным соотношениям минералов выделены три разновидности карбонатитов: апатит-кальцитовая, монтичеллит-кальцитовая и клинопироксен-кальцитовач. Спорадически в количестве до 5 ой.% в породах присутствует флогопит, который тесно ассоциирует с клиношроксеном и титаномагнетитом. Такие акцессорные минералы как пирротин и пирит обычно приурочены к скоплениям зерен тиганомагиетита. Характерной чертой изученных карбонатитов является полное отсутствие в их составе реликтовых минералов вмещающих щелочных основных пород. В целом, если следовать классификации В.С.Самойлова (1977), карбонатиты по своим петрографическим особенностям и тзшзщ (см. табл. I, 2) соответствуют высокотемпературным разновидностям калкшаг-кальциговой фации.

Минералогия. Один из главных породообразующих минералов карбонатитов - кальцит - образует мозаичный агрегат изометричннх зе-. рен. По своим свойствам минерал не имеет существенных отличий от общепризнанного эталона. Количественным спектральным анализом в кальците обнаружено (в г/т):Бг зооо, Ва 600, zr 30, гь 20, Y юо,

- 13 -

Yb 10, Ce 200, La 150, РЪ 10, Ti 1000, lin 2000.

КлЕнопироксен ж ионтичеллит распространены в породах крайне неравномерно (табл. I). Нередко в результате коррозии кальцитом их субидиоморфные призматические зерна имеют причудливые "скелетные" очертания. Клинопироксен оптически однороден, слабо плеохро-

ирует в зеленоватых тонах (+2V 57°,с:Е_ 43°). Его соедяий хша-

»

ческии состав соответствует диопсид-салиту с повышенным содержа-шем фассаитовой составляющей и минимальной щелочностью ( Ва2о 0,252). В направлении от центра к периферии зерен минерала незначительно увеличивается келезистость..Неизмененный монтичеллит бесцветен (-2V 78°, ng 1,684, пр 1,657). Продукты его изменения имеют коричневато-бурую окраску. Минерал обладает высокой лелезис-тостью (табл. I), особенно по периферии зерен. Характер его химизма подтверждается данными рентгенометрии и ПК-спектроскопии. По всем параметрам, включая особенности гермолюминесценции минерала, монтичеллит близок к келезистым разновидностям из карбонатитов ультраосновной щелочной формации и соответствует ферромонтпчелли-ту - лромеяуточновд- члену изоморфного ряда ыонгичеллиг-кирштейшпг.

Флогопит образует редкие скопления таблитчатых зерен, отчетливо длеохроирует в зеленовато-аелтых, буроватых до бесцветного тонах (ng 1,601, пр 1,566). Отношение HgsPe во флогопите 3,5:1, что согласно принятой классификации (Heinrich et al., 1953) является типоморфкым признаком магнезиальных слюд этого вида. По уровню глинозенистосги минерал сходен со сладами карбонатитов высокотемпературной калшшаг-жальдат сизой фации (Коренбаум, 1987). Особенности фазового соответствия ассоциирующих флогопита и клинопи-ро.ксена такке указывают на сравнительно высокие (~700°С) температуры минералообразования.

Апатит формирует небольшие гнездообразные или полосовидные зернистые агрегаты. Наряду с крупными идиоморфными удлиневноириз-матическими индивидами встречаются более мелкие округлые, -как бы оплавленные по краям, зерна минерала. Наблюдается две разясокращенные разновидности апатита - буровато-нелтая ( п01,644, Пе 1,641) и зеленовато-голубая (п0 1,639, пе 1,636). По оптическим и структурным особенностям обе генерации минерала соответствуют промежуточному типу ызхду фтор- и гидроксилапатитом. Других химических отличий не выявлено. Количественным спектральным анализ02л 3 апатитах обнаружено (в г/т): Sr 1000-3000, ва 300, zr 30-60, иъ 10, Y 400-600, Yb 30-60, Ce 600-1000, La 400-1000, и> 30-40, Ti 100-600, Kn 1500-3000.

Титаномагнетит наиболее распространен в участках карбонати-товых жил, обогащенных пироксеном и монтичеллигом. Для него характерно преобладание округлых изометричных зерен неоднородного • строения, обусловленного развитием продуктов эмульсионного распада твердого раствора титаномагнетит - плеонасг. Появление мелких экссолюционннх выделений темнозеленой шпинели ( Mg-.Pe 1,5-2,0) свидетельствует о достаточно высоких температурах (~860-700°С), существовавших в момент распада данного твердого раствора (Тур-нок, 1963). Изучение образцов титаномагнетита на электронном зонде в сканирующем режиме подтверздает его гетерогенность, при этом шпинелевая фаза отчетливо фиксируется по характеру рентгеновского излучения Mg,Ре и AI. Наблюдаемое■в "матриксе" титаномагнетита повышенное содержание MgO до 2,03 мас.£, по-видимому, слуяит указанием на гипабиссальные условия его кристаллизации.(Багдаса-ров, 1986).

Геохимия. Проведенные нами исследования свидетельствуют об эндогенном (мантийном) источнике большей части вещества изученных карбонатитов, сформировавшихся на заключительном этапе эволюции щелочно-базлтовой магмы. В то ге время, судя по изотопным данным, ее контаминация осадочным карбонатным материалом привела к значительно:, 5у смешению вещества мантийной и коровой природы в период формирования пород массива. Максимальная степень участия кодового компонента в петрогенезисе была достигнута на этапе образования карбонатитов, что отразилось не только на их изотопном составе стронция, но и послугила причиной значительного обогащения кар-' бонатитоз тяяелкми изотопами углерода и кислорода (см. табл. I). На диаграмме корреляции величин §13с и S18o кальцита карбонатитов по своему изотопному составу занимают-промежуточное полоневие менду областью мантийных значений (Taylor et al.,1967; Conway and Taylor,1969 ) и областью, характеризующей изотопный состав морских карбонатов (S13c o°/oo;ä8D 24-30°/сю; Кулешов, 1986)., с которыми, в свою очередь, сопоставимы изотопные характеристики метаморфизозанных осадочных карбонатных пород и низкотемпературных гидротермальных кальцитозых аил, заверпающих становление массива (табл. I).. Возникновение наблюдаемого изотопного сдвига, по-видимому, является следствием смешения в процессе карбояатктооб-разозанпя углекислоты корозого происхоадения с таг-: называемой глубинной, изотонически более легкой СС^ • Подобные случаи явного взаимодействия мантийного и метаосздочяого зещества в процессе формирования карбонатитов отмечаются во многих карбонатктоноскых

провинциях шра (флевюз, 1986; Не Guanzhi et al.,1986; Покровский, Виноградов, 1987; Nelson et al-, 1988 и др.).

Царским зовлечением корового материала в процесс образования карбонатитов массива, очевидно, объясняется и утягеление изотопного состава кислорода, их. силикатной составляющей - клинопи-роксена (табл. 1)'по сравнению с нормально-магматическим интервалом (S13o 6 ± 1°/оо;Тейлор, 1977). В то ке время, судя по характеру наблюдаемого кислородно-изотопного фракционирования между кальцитом и титаномагнетигом и рассчитанным температурам (~?Q0°G) ИЗОТОПНОГО равновесия < Conway and Taylor,1969), MOKHO предполагать, что контаминация расплава коровым веществом происходила еще на магматической высокотемпературной стации.

Ваяным аргументом в пользу эндогенного происхождения изученных карбонагитов являются повышенные содеркания в, них типоморф-ных фосфора, стронция, РЗЭ и бария по сравнению с микроэлеменгным составом мраморизованных известиюв и магнезиальных кальцифиров осадочной толщи севера Кузнецкого Алатау (табл. 2). При этом главными мннераламк-хсонцентратораыи элементов являются апатит и кальцит. Глубинный характер карбонагитов подчеркивается и общей геохимической близостью с ассоциирующими щелочными породами. Отчетливо прослеживается зависимость специфики редкоэлеменгного состава карбонатитов от состава исходной щелочно-базитовой магмы, сопоставимого со средним распределением гипоморфных элементов в эффузивных породах базанит-фонолатовой дифференцированной серии Кузнецкого Алатау (Туголесов и др., 1937). Именно обедаенностью первоначальных расплавов РЗЭ, ш>, Та обусловлены отсутствие ред-кометальной минерализации и сравнительно низкий уровень содерза-ний РЗЭ в нарбонагитах массива. Вместе с тем, общность источника вещества щелочных основных пород и карбонатитов подтверздается явно равновесным характером их изотопного состава стронция.

Минералотермомегрия. Важными факторами эволюции любой карбо-натитообразующей системы, определяющими ее агрегатное состояние и потенциальную рудоносность, считаются Р-Т параметры процесса и, в частности, вариации температурного режима кристаллизации минеральных фаз. В клиношроксене и монтичеллите изученных карбонатитов установлены закристаллизованные расплавные включения размером 30-40 мкм, свидетельствующие о высокотемпературной магмато-генной природе этих образований. Фазовый состав микровключений, изученный на шкрозонде, представлен в основном агрегатом минералов-узников карбонатного состава, магнетита (?), а такге не иден-

тифицированного на:ли кристаллического изотропного низкопрелоы-ляющего вещества (возможно, солевой компонент). Нередко во включениях отмечаются мельчайшие округлые выделения остаточного си--ликатного стекла. Валовый состав микрозкгаочений характеризуется повышенным содержанием KgO до 6,8%, в то время как сами карбона-гитн практически не содержат щелочей. В тех случаях, когда удается достигнуть полной гомогенизации вещества кикровключений, температура (при атмосферном давлении) конечных стадий перехода их содержимого в однородный солевой расплав составляет~890°С. При этом карбонатная..составляющая начинает плавиться уже в интервале 570-590°С. По-видимому, при таких же температурах начиналась и кристаллизация основной массы кальцита карбонататов. Количество обособленной в виде подвижного газового пузырька флюидной (фазы во включениях невелико - 10-15 об.% и при температурах 840-860°С она полностью растворяется в образующемся карбонатном расплаве. Без видимых изменений остаются выделения магнетита, который, вероятно, частично кристаллизовался при еще более высокой температуре, чем магнетит основной массы пород и был згхзачен каплями остывающего карбонатнтового расплава. Точно также не удается полностью сгомсгенизировать первичные кпкровкяючеапя, содержащие стекловатую фазу. Обычно даже при нагреве до 900-1000°С признаков ез плавления не наблюдается, а включения разгерметизируются. На реальную возможность образования подобных высокотемпературных (не ниже 800°С) карбонатитовых расплавов указывают многие исследователи, изучавшие .породы щелочных карбонатитоносных комплексов (ITesbitt and Kelly, 1977 ; Ромакчев, Соколов, 1979; be Заз and Aspden,i98i; Le Ваз, 1937 и др.). По имеющимся оценкам, наиболее оптимальным режимом их лнкзационного отделения от щелочной силикатной магмы, уае испытавшей дифференциацию, следует считать Р = 3 кбар'и Т°С = 800-1100°.

Судя по данным гомогенизации включений расплава в силикатах, декрехштации более поздних флюидных микровключений в апатите н кальците, особенностям состава породообразующих минералов и характеру кислородно-изотопного фракционирования между ними, кристаллизация нарбонатлтоз Взрхнепэгропааложского массива происходила в широком температурном диапазоне и в следующей последовательности: ыонтичеллат (~890°С) - клиношроксен (890-700°с) - гета.чс-магнетит+шгшнель (8б0-700°С) - флогопит (7С0°С) - апатит (650-550°С) - кальцит (590-400°С). Косвенным подтверждением высокотемпературной природы кальцита карбонатитоз может служить также ела- 17 -

бая упорядоченность его структуры, чем обусловлено и повышение интенсивности термовысвечивашш минерала по сравнению с кальцитами низкотемпературных жил "посткарбонатитового" этапа и вмещающих мраморизованных известковых пород осадочного цикла (уровень различий достигает 15 тыс. условных ед.).

Глава 4. ГЕОХИМИЯ ИЗОТОПОВ СТРОНЦИЯ И КИСЛОРОДА В ПОРОДАХ И МИНЕРАЛАХ АССОЦИАЦИИ

В настоящее время большинством петрологов признается мантийная природа щелочных пород и ассоциирующих о ниш карбонатитов в различных регионах мира. Тем не менее, опираясь на изогопно-гео-хшшческио данные по эг, о, с, на примере многих щелочных карбо-патито'носных интрузий Сибири, залегающих среди метаморфиэованных карбонатных, нередко соленосных осадочных толщ, была показана значительная роль корового вещества осадочного цикла, вовлекаемого в процессы щелочного петрогенезиса и карбонатитообразовашш (Кулешов, 1986; Покровский, Виноградов, 1987). Наиболее надежным критерием мантийной природы вещества глубинных изверженных пород служат их изотопные составы стронция и кислорода. По существующим современным представлениям (Геохимия изотопов..., 1983; Тейлор, 1977) повышение значений 0,703 и &180>6+10/00 в породах позволяет предполагать несомненное участие в процессах ыагмообразо-вания соответствующих количеств корового материала.

Стронций. Величина первичного отношения изотопов отронция рассчитывалась нами по конкретным образцам с поправкой на к-аг возраст 400 млн.лег, т.е. времени наиболее вероятного проявления щслочно-габброидного магматизма Кузнецкого Алатау в нижнем-среднем девоне. При вычислениях использовалось уравнение радиоактивного распада: (873г/8б3г)изм.» 1о(400)+ 87ЯЬ/0б5г(вЛг-1) } \ь а 1.42'Ю-** лет"1; t - время, млн.лег. Несмотря на петрографическую свежость проанализированных нами образцов величина' начального отношения изотопов стронция (1о(400)) в валовых пробах пород Верхнепетропавловского массива варьирует в довольно широких пределах (см. табл. I). При этом монофракции клинопироксенов обнаруживают более низкие ^(400)' чем соответствующие им породы в цолом. Вместе с тем, мантийные изотопные метки сохранили, по-видимому, только клиноиироксены субщелочного габбро и тералитов. Характерная особенность выявленных вариаций изотопного состава состоит в том, что с повышением величины 1о("400) как в породообразующих клинонироксенах, так и в валовых пробах пород происходит

их одновременное обогащение тяжелым изотопом Как известно, причины накопления в земной коре радиогенного стронция 87йг и тяжелого изотопа кислорода совершенно различны. Поэтому установленная нами корреляция изотопного состава строшщя и кислорода в изверженных породах, по мнению исследователей (Тау1ог, 1980), служит убедительным доказательством взаимодействия магматических расплавов с веществом земной коры.

Сия по наблюдаемому разбросу аналитических точек на диаграмме ( Зг/ 5г) ПЗШр~ НЬ/ Эг , поглощение магмой корового карбонатного компонента неоднократно нарушало замкнутость ее пъ-Бг системы в период формирования Верхнепетропавловского массива, На протяжении всей магматической эволюции негомогенность изотопного состава стронция фиксируется прекде всего в виде отличий ■гоиоо) клинопироксенов и валовых составов пород. Обычно в качестве наиболее вероятной причины подобных вариаций указывается на загрязнение мантийных магм коровш радиогенным стронцием (Геохимия изотопов..., 1983). Отсутствие линейной корреляционной зависимости па изохронной диаграмме ив позволяет построить классическую изохрону, однако нам удалось провести серию расчетных, аппроксимирующих большинство точек, прямых с одинаковым наклоном, соответствующим возрасту 400 млн.лет. Считается, что существование двух изохрон с совпадающими значениями возраста, но с разными

также служит явным признаком неполного смешения компонентов различного изотопного состава. В нашем случае последовательное повышение 1о(400) пород и минералов, вероятно, связано с неоднократными добавками в магму чужеродного 873г и может свидетельствовать о многостадийном характере контаминации производных расплавов коровш карбонатным материалом.

Следует отметить, что аналогичные особенности изменения изотопных составов стронция и кислорода установлены нами и породах и двух других щелочно-габброидных массивов севера Кузнецкого Алатау - Кия-Шалтырского и Тулунльского, в последнем из которых также обнаружены карбоиатиты.

Карбонатиты Верхнепетропавловского массива имеют изотопный состав стронция, сопоставимый с величиной ^(^о) в ассоциирующих р ниш щелочных породах (табл. I), что указывает на примерно равную степень контаминации коровым компонентом. Отмеченная идентичность их изотопного состава стронция наблюдаемся во многих карбонатитовых комплексах. Подобное равновесие обычно рассматривается (Дауэлл и др., 1969; Самойлов, 1984) как явный признак ко-магматичности и эндогенного происхождения пород. Следует добавить,

что по этому параметру, а такзе по изотопии углерода и кислорода изученные нами карбонатиты резко отличаются от осадочных известковых пород ( 0,7083) низнего кембрия Кузнецкого Алатау.

Кислород. Правомерность нащих предположений о происходившей контаминации подтверждается закономерным изменением кислородно-изотопного состава пород -и минералов изученной ассоциации. Как известно, значения 813о = б+1°/оо, свойственные составу глубинных мантийных магм, в процессе кристаллизационной дифференциации изменяются незначительно. Эффект фракционирования не превышает 0,3°/оо S18o с увеличением содержания sío2 в расплаве на 10 мае.? (TaylorCjr.) and Sheppard, 1986; Víoodhead et al., 1987). Поэтогду любое повышение S18o > 7-8°/оо ыонно расценивать как результат взаимодействия магмы с метаосадочными породами, имеющими более тякелый изотопный состав кислорода §18о = Ю-40°/оо (Тейлор, 1977).

В валовых пробах изученных нами щелочных основных пород наблюдается достаточно широкий разброс значений S18о от 7,3 в габб-ровдах до 10,8°/оо в фойяитах. В этом ае направлении происходит последовательное обогащение тяжелым породообразующих клинопи-роксенов ( &180+6,3 ? +9,8£). Выявленные различия в 3,5°/оо не могут быть объяснены одним только процессом кристаллизационного фракционирования, тем более, что вариации sío2 в породах невелики - 44-53Í. Скорее всего, наиболее вероятной причиной этого является контаминация расплавов метаосадочным каровым веществом. Обогащение происходило именно на магматической стадии, о чем свидетельствует как согласованное изменение изотопного состава пород и минералов, так и равновесный характер кислородной системы сосуществующих клинопироксенов, нефелина и полевых шпатов в породах конкретных интрузивных фаз. Обычно в подобных минеральных системах, не испытавших инверсии изотопного фракционирования, коэффициент разделения меяду основным плагиоклазом и клинопирок-сеном д18о = $18опл" S18oKn в интервале Т°С = 600-900° составляет величину не более 0,8-1,5°/00( Compilation of stable iso -tope..., 1977)". В равновесных парагенезисах клинопироксена со

щелочными полевыми шпатами а сходными с ними по структуре нейели-

1 ñ

нами, имеющими более сильную химическую связь типа Si-0, д о в этом не температурном диапазоне 1,2 - 2,I°/oo ( Matthews et al., 1983). Полевые шпаты и нефелины в изученных породах обладают повышенными по сравнению с нормально-магматическим интервалом $180= 8-Ю,8°/оо. Однако коэффициент кислородно-изотопного раз- 20 -

деления мезду ними и сосуществующими пироксенами не выходе? за пределы 1,8-2,2°/оо, что вполне отвечает масштабам равновесного фракционирования. Только з образце перекристаллизованного пегма-топдного ииолита отмечается эффект относительного обеднения нефелина тяжелым 180 при величине А18о , близкой к нули. Возникновение подобных инверсированных ассоциаций обычно связывают с воздействием нагретых метеорных вод, которым свойственны S18o<o ( Taylor, 1977).

Анализ изотопных данных однозначно показывает, что в процессе формирования рассматриваемой ассоциации щелочных основных пород и карбонатитов наряду с фракционной кристаллизацией мантийной щелочно-базптовой магмы немаловажную роль играла ее контаминация компонентами осадочных карбонатных отложений.

Глава 5. ВОПРОСЫ ГЕНЕЗИСА ДИ^ЗРЕНЦИРОВАННОЙ СЕРИИ ЩЕЛОЧНЫХ ОСНОВНЫХ.ПОРОД И лАРБОНАТИТСЗ

Щелочные основные породы:и карбонатиты выделенной нами ко-магматичной интрузивной ассоциации образовались в ходе трех различных, сочетающихся друг с другом, петрогенетических процессов: кристаллизационной дифференциации, контаминации и ликвации.

Ведущим процессом формирования серии щелочных основных пород является фракционная кристаллизация исходной мантийной щелоч-но-базитовой магмы. Его проявление фиксируется в виде закономерной смены минеральных парагенезисов, направленного зонального изменения химизма минералов, а такне петрохиыическими особенностями сформировавшихся субщелочншс и щелочных пород. Наиболее ранние стадии происходившего кристаллизационного фракционирования исходной магмы представлены кумулатоподобяыш скоплениями диоп-сид-хризолитового состава среда субщелочного габбро. В дальнейшем, по мере развития процесса дифференциации; общая яелозистость (?) и щелочность породообразующих кликопироксеноз последовательно увеличивается в направлении от габбро к более поздним терали-там л полез о л аховы:-! ийолитам. Некоторое снижение параметра F отмечается в клпкопироксенах фойяигоз и карбонатитов, что мо.~е? быть обусловлено повышением активности сильных оснований з остаточных расплавах. В целом, при сравнении составов ассоциирующих феютеских минералов - кллноплроксеноз, оливинов л амфиболов -наблюдается согласованное изменение их аелезастости, что совпадает с общей направленностью эволюции химизма изученной серии по-

род и в определенной степени подтверждает их сингенетичность. Установленная тенденция возрастания железистости отчетливо фиксируется и на шасрозональном уровне в пределах отдельных зерен минералов, периферические части которых имеют ыенео магнезиальный оо-став.

Используя геотермометры, основанные на принципах фазового соответствия, характере обмена железа и магния мезду пироксеном И амфиболом (Перчук, 1970; Kretz and Jen,1978j Kua, 1986 ) , мы установили, что в процессе дифференциации последовательно снижалась температура минералообразования. Судя по вариациям содержаний и особенностям распределения алюминия в амфиболах (Hammarat-rom and Zen,1986} Hollister et al. , 1907 ) и КЛИИОПИрОКСенах ( Herzberg,X978 и др.), эволюция щелочно-базитовой машы происходила в условиях понижения величины общего давления с 7 до 2 кбар. Это позволяет предполагать возможность частичной кристаллизации производных расплавов в промежуточных разноглубинных очагах.

По мере усиления дифференцированности происходит изменение составов породообразующих нефелина и полевых шпатов. В породах более поздних интрузивных фаз нефелин становится более калиевым, в нем снижается содержание анортитовой составляющей, уменьшается дефицит щелочей и в структурном отношении минерал становится более упорядоченным. В составе плагиоклазов также происходит снижение содержаний анортитового компонента в среднем от 63 в габбро до 31 мол.% в полевошпатовых ийолитах. Уже в гералитах наряду о плагиоклазами появляется высокотемпературный гомогенный натриевый ортоклаз. В процессе кристаллизации полевошпатовых ийолитов и фой-яитов происходит его обогащение калием от 40 до 57 иол,% or.

В процессе (формирования дифференцированной интрузивной серии происходит и закономерное изменение химизма щелочных основных пород. Обобщение полученного аналитического материала позволило нам установить согласованное поведение главных петрогенных элементов, связанное о накоплением глинозема, щелочей и уменьшением количества фемических компонентов в породах более поздних интрузивных фаз. В целом, даже если учитывать наблюдаемый эффект десиликации производных расплавов, общая направленность магматической эволюции рассматриваемой петрогенетической сштемы совпадает с боуэновским трендом кристаллизационной дифференциации.

Выявленные наш особенности изотопного состава стронция и кислорода субщелочного габбро и теражтов свидетельствует о иан-тпИном источнике исходной щелочно-базитовой магмы. Однако в про- 22 - .

цессе образования производных магматических расплавов существенную роль играла их контаминация коровым карбонатным веществом в промежуточных очагах. Это подтверждается повышением величины ■^иоо) в полевои21атовых ийолитах, фойяитах и их породообразующих клинопироксенах, сопровождающееся одновременным утяаелением изотопного состава кислорода. Судя по характеру вариаций изотопного состава, поглощение магмой компонентов осадочных карбонатных пород неоднократно нарушало замкнутость ее пь-зг системы и кислородно-изотопный баланс. Контаминация карбонатным материалом повышеннойлосновности одновременно вызывала, по-видимому, десили-кацию дифференцированных щелочных расплавов и, как следствие, кристаллизацию резко недосыщенных кремнеземом клинопироксенов.

Судя по данным изотопии гг, с и 0, смешением вещества из . двух различных источников - мантийного и корового - обусловлено и формирование изученных карбонатитов. При этом отмечается явная идентичность изотопного состава стронция карбонатитов и ассоциирующих с ниш щелочных пород, что является признаком комагматич-ности этих образований и может свидетельствовать о диссоциированном состоянии протокарбонатитового вещества в магматическом силикатном расплаве. По-ввдимому, максимальное насыщение производного ийолитового расплава солевыми карбонатными компонентами ассимилируемых осадочных пород приводило к его ликвационному расслоению уже в гипабиссальных условиях с последующим отделешшм нофелин-сиенитовой и сравнительно высокотемпературной (~В30°С) щзлочно-карбояатитовой жидкостей. На существование специфичного карбонатного расплава однозначно указывает наличие его закристаллизованных включений в ранних силикатных минералах карбонатитов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В эпоху девонской тектоно-магматической-активизации рашшка-ледонской складчато-глнбовой области Кузнецкого Алатау, в его северной части сформировался целый ряд интрузий щелочно-габбровдно-го состава. К их числу относятся Верхнепетропавловский и Тулуюль-ский массивы, в пределах которых автором впервые выделяется дифференцированная магматическая серия щелочных основных пород и карбонатитов •. субщелочное габбро-тералит-полевошпатовый ийолит-фокя-ит-апатитсодержаний кальцитовый карбонатит.

Согласно полученншл наг.® минералого-петрохимическим и изотопным данным, ведущим петрогенетическим процессом формирования рассматриваемой интрузивной серии щелочных основных пород является

кристаллизационное фракционирование исходной мантийной щелочно-базктовой магмы в промежуточных разноглубинных (2-7 кбар) очагах. Дифференциация сопровождалась последовательной контаминацией производных магматических расплавов коровье.! веществом, в данном случае осадочными известняками. Насыщение магмы карбонатным материалом повышенной основности привело не только к появлении максимально десилицированного ийолитового расплава, но и к его ликвационно-му расслоению с последующим отделением нефелин-сиенитовой и солевой щелочно-карбонатитовой кидкостей. Кристаллизация последней происходила в широком температурном диапазоне от 830° до 400°С. По своему составу карбонатиты соответствуют вариетегам калипшат-кальцитовой фации и в минералогическом отношении представлены тремя разновидностями: апатит-кальцитовой, пироксен-кальцитовой и ыонтичеллит-кальцитовой, содержащих таете другие тидоморфные минералы - флогопит, титаномагнетит и пирротин.

Резюмируя главное содержание работы, следует заключить, что практическая реализация механизма фракционной кристаллизации изначально карбонатизированной мафической магмы повышенной щелочности в сочетании с параллельно идущим процессом ее глубинной контаминации карбонатным коровым материалом в условиях достаточно высоких температур (не менее 900°С) может приводить не только к возникновению богатьк нефелином щелочных пород, но такке к формированию магматогенных ликвационных карбонатитов.

Список работ, опубликованных по теме диссертации

1. Врублевский В.В. Некоторые особенности нефелиновых руд Медвед-кикского месторождения. - Тр. Конф. молодых ученых. Томск, изд. Томского ун-та, 1983, с. 45-46.

2. Первая находка апатигсодергащих карбонатитов в Кузнецком Алатау. - В кн.: Геохимия, петрография и минеральные месторождения Сибири. Томск, изд. Томского ун-та, 1984, с. 138-147 (соавторы: М.П.Кортусов, Н.А.Макарэнко, П.В.Осипов, Л.П.Рихванов, А.И.Мостовской).

3. Особенности"термовысвечивания кальцита карбонатитов Кузнецкого Алатау. - Тез. докл. Всесоюз. совещания: Теория и методология минералогии. Сыктывкар, 1985, т. I, с. 153-154 (соавторы: Ы.П. Кортусов, Ю.Д.Погорелов).

4. в карбонатитах .Верхнепетропавловского массива (Кузнецкий Алатау). - Тез...докл. XI Всесоюз. симпозиума по геохимии изотопов. М., 1936,. с. 76-77 (соавтор: В.Н.Куледюз).

5. Врублевский В,3. Клрбонатиты Кузнецкого Алатау. - Тез. докл. Всесовз. конференции молодых ученых: Геология рудных и неметаллических полезных ископаемых. М.„ депонир. ВИНИТИ

К 6437-В-87, 1987, с. 7.

6. Изотопный- состав и происхоадение карбонатитов Верхнепетропавловского массива (Кузнецкий Алатау). - Докл. АН.СССР, 1988,

. т. 298, № 5, с. 1214-1218 (соавтор: В.Н.Кулешов).

7. Микровкличения солевого расплава в минералах карбонатитов кузнецкого Алатау. - Тез. докл. Х1У семинара: Геохимия и физико-химическая петрология магматизма. М., 1988, с. 8 (соавторы: Бабанский А.Д., -Ифравицкая Г.Н.).

8. Условия минералообразованпя карбонатитов Кузнецкого Алатау. -Изв..АН СССР. Сер. геологич-, 1989, й б (соавторы: А.Д.Еабан-ский, Н.В.Тронева, В.'Н.Влисафенко).

П<щт.к печ.18.01.89. Т 01292

БИЭМС ОШЮП

Зак.75

Тир,100