Петрология и рудоностность К-щелочных комплексов Монголо-Охотского ареала магматизма

Владыкин, Николай Васильевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Петрология и рудоностность К-щелочных комплексов Монголо-Охотского ареала магматизма
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология и рудоностность К-щелочных комплексов Монголо-Охотского ареала магматизма"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ГЕОХИМИИ ИМ. А.П.ВИНОГРАДОВА СО РАН

На правах рукописи

ВЛАДЫКИН Николай Васильевич

ПЕТРОЛОГИЯ И РУДОНОСНОСТЬ К-ЩЕЛОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ МОНГОЛО-ОХОТСКОГО АРЕАЛА МАГМАТИЗМА

04.00.08 - петрология, вулканология

ДИССЕРТАЦИЯ

в виде научного доклада на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Иркутск - 1997

Официальные оппоненты: доктор геолого-минер алогических наук

Ю.Р.Васильев

доктор геолого-минералогическнх наук Н.П.Похнленко,

доктор геолого-минералогнческих наук Б.А.Литвиновскнй

Ведущая организация: Дальневосточный геологический Институт

ДВОРАН (г.Владивосток)

Защита состоится " 1997г. в

часов

на заседании диссертационного совета Д.002.50.05 при Обьеднненном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибнрск-90, Университетский пр., 3

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН.

Диссертация в виде научного доклада разослана " 1997г.

Ученый секретарь диссертационного г\ //

совета, доктор геол.-мнн. наук /[¿Яу^^^ Ф.П.Леснов

Введение.

Щелочные породы всегда привлекали пристальное внимание исследователей. Сложности процессов их образования вызывали многолетние научные споры, которые не утихают и по сей день. В связи с развитием новых методов исследования в петрологии и геохимии щелочных пород каждые 10-20 лет происходит доизучение объектов ,которые приводят к новым открытиям.С начала 70-х годов и до конца 80-х прошел новый этап изучения ареала магматизма Монголо-Охотской зоны. Особенно много дали детальные исследования, проведенные в рамках Советско-Монгольской экспедиции АН СССР на территории Монголии. Главный вклад в изучение ареала магматизма этой территории Монголии в целом и его щелочной части был сделан В.И.Коваленко,А.С.Павленко, М.И.Кузьминым, В. В.Ярмолюком,П.В.Ковалем, В.С.Самойловым, P.M. Яшиной и др. В Алданском крыле ареала щелочного магматизма после классических работ Ю.А.Билибина в сороковые годы, и группы ВСЕГЕИ в 60-е годы под руководством Т.В.Бшшбиной, в последующие годы значительные работы были проведены М.П.Орловой, Л.И.Паниной, А.Я.Кочетковым, В.П.Костюком, В.А.Кононовой, ИЛ.Махоткиным, Н.И.Еремеевым, А.Ф.Ефимовым, А.А.Ганзеевым, и др.,а в Восточной части ареала (Кондерский массив) А.Я.Некрасовым, А.М.Ленниковым, А.А.Маракушевым, В.С.Приходько, Рождественским P.A., Залшцаком Б.Л.и др. В связи с открытием алмазоносности лампроитов и появлением в печати обобщающих работ по этой проблеме (R.Mitchell, A.L.Jaques) начался этап изучения лампроитов Алданского региона, часть которого обобщена в монографии О.А.Богатикова, И.Д.Рябчикова, В.А.Кононовой, И.Л.Махоткина др. Каждый этап изучения щелочных пород приводит к новым открытиям в петрологии, геохимии и обнаружению новых видов месторождений минерального сырья.

Актуальность проблемы.

Щелочные породы являются одними из наиболее сложных и разнообразных по химсоставу магматическими nöpодами. Со щелочными породами и связанными с ними дифференциатами- карбонатитами, агпаито-выми щелочными гранитами и другими образованиями связаны крупнейшие месторождения редких элементов (Zr,Nb,Ta,TR,Ba,Sr), благородных металлов Pt,Au, нерудных ископаемых-апатита,К-А1 сынныритов, керамического и огнеупорного сырья, флогопита, вермикулита, самоцветов чароита и Cr-диопсида и других полезных ископаемых. В 80-е годы обнаружение в щелочных породах- лампроитах в Австралии крупнейшего месторождения алмазов, привело к поискам подобных пород в СССР, первое проявление которых было обнаружено автором в 79 году в Му-рунском массиве Алданского щита.

Основные защищаемые положения:

1. Комплексы К-щелочных пород образуют наиболее полные из известных серии магматических пород. Главными процессами, приводящими к образованию полных серий пород в комплексе являются процессы магматической дифференциации и расслоения, в результате которых образуется непрерывный ряд пород от К-щелочно-ультраосновных, через основные и средние к кислым К-щелочным гранитам.

2. Одной из характерных особенностей К-щелочных пород Алданской части ареала является образование в процессе их дифференциации ветви пород-интрузивных аналогов лампроитовой серии.Эти породы по минеральному и химическому составу и геохимической специфике не отличаются от лампроитов других регионов, хотя и имеют свои региональные особенности. Тренды составов всех пород отдельных массивов и их геохимические характеристики свидетельствуют о генетической связи лампроитов и К-щелочной серии Алдана.

3. Одним из конечных магматических дифференциатов К-щелочной серии пород ареала являются агпаитовые щелочные граниты.По геохимическим параметрам эти граниты отличаются от палингенных щелочных гранитов и редкометальных плюмазитовых гранитов,а именно, более высокими уровнями концентраций сидерофильных и низкими содержаниями литофильных (гранитофиль-ных) элементов, а главным фшоидным компонентом их дифференциации является не Р, а С02.

4. Друтим конечным дифференциатом К-серии являются карбонатиты. В отличии от карбонатитов 14а-серии для них более характерны рудные проявления та, Ва, Эг ,Р. Совместно с чисто кальцитовыми карбонати-тами образуются ТЯ-апатитовые породы, ТК.-калыдат-флк>оритовые карбонатиты, Ва-Бг "бенстонито-вые" карбонатиты и не характерны доломитовые и анкеритовые их разновидности. Отделяются карбонатиты К-серии от силикатной магмы в более поздний период дифференциации на стадии кристаллизации сиенитов и щелочных гранитов.

5. Определяющим индикатором геохимической направленности процессов дифференциации, элементами геохимической типизации и критериев рудной продуктивности являются типохимизм минералов, а именно химические составы породообразующих минералов, концентрации в них редких элементов и парагенезисы редкометальной акцессорной минерализации. Химизм минералов и их геохимические особенности отвечают химизму пород, из которых они образовались. Редкометальные парагене-

зисы Zr-,Ti-,TR-, Nb-минералов образуются исключительно в агпаитовых условиях, состав их кремнекислородного радикала коррелируется с крем-некислотностью породы и закономерно возрастает от ранних щелочно-ультраосновных к поздним щелочногранитным породам.

6. Процессы накопления элементов при длительной дифференциации пород К-щелочных комплексов приводят к уникальной их рудоносности на всех этапах кристаллизации. Соотношение изотопов Sr, Nd, Pb, О, С говорит о глубинном зарождении магм комплекса и мантийном их происхождении. Эти же данные свидетельствуют о различии мантийного субстрата в разных частях ареала магматизма. Обнаружение расплавных включений и высокие температуры их гомогенизации свидетельствуют о магматической природе редкометальных щелочных гранитов, а так же остаточного расплав-флюида, из которого произошли экзотические кар-бонатиты и чароитовые породы.

Фактический материал и методика исследований.

Фактический материал был собран автором во время полевых работ с 1968 по 1995 года на территории Монголо-Охотского ареала магматизма. С 1968 по 1980 года работы проводились в Советско-Монгольской геологической экспедиции АН СССР на территории Монголии; с 1980 по 1995 года на Алданском щите, Прибайкалье, Присаянье. За это время автором было посещено и проведено опробование, геохимическая и минералогическая обработка проб из 25 массивов щелочных гранитов и 20 массивов плюмазитовых гранитов в Монголии; 7 массивов карбонатито-вого комплекса Ю. Гоби; 15 массивов Прихубсугулья, Присаянья, Прибайкалья; 20 массивов Алданского щита. Для сопоставления изучались массивы других регионов: Ишимский в Казахстане, Кокшаровский в Приморье, Дарай-Пиоз в Таджикистане, Средне-Татарский на Енисее, Дежневский на Чукотке, а так же 15 вулканов лампроитов Лейцит-Хиллс и 10 массивов щелочных пород Монтаны США, которые были опробованы автором вместе с проф. Митчеллом (Канада). Около 10 массивов щелочных и плюмазитовых гранитов Монголии и Ю.Гобийская карбо-натитовая провинция, новая порода- онгонит открыты впервые (при участии автора) работами группы Коваленко В.И.

В камеральный период проводилось петрографическое изучение шлифов, химический и квантометрический силикатный анализ пород (более 1000) и количественный эмиссионный спектральный и рентгеноспектра-лый, атомно-абсорб-ционный анализы пород на 20 элементов (более 30 000 элементо-определений ), более 200 спектров TR пород, около 100 изотопных анализов пород (Sr, Nd, Pb, С, О). В 600 больших геохимических пробах (по 20 кг.) проводилось обогащение и извлечение породообразующих и акцессорных минералов, которые анализировались химическим силикатным и количественный спектральным анализом на 30 редких элементов (более 800 силикатных анализов минералов и 10 000 количествен-

ных элементо-определений редких элементов в минералах).Кроме того проводились исследования физических параметров минералов: рентгено-структурные, оптические, ИКС, термические и др. Все данные обрабатывались на компьютере.

Научная новизна.

Впервые обнаружен и изучен непрерывный ряд дифференциатов К-ультра-основных-щелочных пород от ультраосновных пород до щелочных гранитов со всеми промежуточными разновидностями и на основе петрохимических, геохимических и изотопных данных доказана их гомо-дромность.

В Мурунском массиве впервые: 1) обнаружены и описаны процессы расслоенности в К-щелочных породах; 2) впервые в СССР обнаружены и описаны лампроиты и доказана их генетическая связь с К-щелочным магматизмом Алдана;

3) кроме известных кальцитовых и бенстонитовых карбонатитов обнаружены флогопит-пироксен-кальцитовые, биотит-флюорит-кальцитовые и баритокальцитовые карбонатиты; 4) выявлена ранняя раслоенная серия В^пироксенитов, доказано ее магматическое происхождение.

В Монголии впервые совместно с коллегами обнаружены и изучены: 1) вулканические аналоги плюмазитовых редкометальных гранитов-онгониты и изучена минералогия этих пород; 2) пегматитовый аналог редкометальных плюмазитовых гранитов - топаз-лепидолит-альбитовые пегматиты Хух-Дель-Улы; 3) Южно-Гобийский пояс щелочных пород с уникальным и крупнейшим в мире агпаитовым Хан-Богдинским массивом; 4) в пределах Хан-Богдинского массива обнаружены новые породы -эльпидитовые экериты (7% 2т), три новых минерала - армстронпгг, мон-голнт и Са-Г<Ь силикат, обнаружено явление аморфизации минералов; 5) обнаружен Лугингольский массив псевдолейцитовых сиенитов и связанное с ним месторождение ТЯ-карбонатитов; 6) открыта Южно-Гобийская карбонатитовая провинция, в которой обнаружены карбонатитовые туфы с церруситом, месторождение ТЯ-содержащих апатитолитов и магнетит-целестин-флюорит-апатитовых пород.

Получены первые данные по геохимии изотопов К(1,8г,РЬ,0,С в поро- . дах Мурунского массива и карбонатитах Хани, Ингили, Кокшаровки, Мушутая, Лугингола, Дарай-Пиоза. Впервые получены и систематизированы данные по акцессорным минералам редкометальных гранитоидов Монголии, а геохимическая типизация гранитоидов уточнена парагене-зисами акцессорных минералов.

Практическая значимость работы.

В процессе проведения геолого-геохимических работ в Монголии автором совместно с В.И.Коваленко и др. были обнаружены: 1 комплексное редкометальное месторождение 2г,КЬ,ТЯ нового типа в щелочных гранитах Хан-Богдинского массива; 2) месторождение ТЯ-карбонатитов в Лугингольском массиве, 3) месторождение ТЯ-содержащих апатитовых и

карбонатитовых пород Мушугай-Худук. Эти объекты были рекомендованы к разведке,которая подтвердила большие запасы редкометального сырья. На Мурунском массиве нами выявлено месторождение апатита и К-А1 сырья в сынныритах. Обнаружено несколько новых проявлений лампроитов на Алданском щите и дана перспективная оценка их алмазо-носности.

Апробация работы.

Основные положения работы опубликованы в 150 печатных работах и 4 монографиях и были доложены: на съездах Международной Минералогической Ассоциации ( Репшзбург 1974, Новосибирск 1978, Варна 1982, Пекин 1990, Пиза 1994), Международном Геологическом конгрессе (Пекин 1996), V-съезде Евросовещания "Glay groups" (Прага 1983), XIV Конгрессе КБГА (София 1989), Международных Кимберлитовых Совещаниях (Бразилия 1990, Новосибирск 1995), Международном Совещании по прикладной геохимии (Иркутск 1994),Научных конференциях по проблемам геологии Монголии (УланБатор 1970, Москва 1975); Всесоюзных и региональных Петрографических совещаниях (Новосибирск 1986, Иркутск 1974, 1985,1994), Всесоюзных совещаниях по магматизму, геохимии и рудоносности ультра основных пород (Владивосток 1983, Хром-Тау 1986, Иркутск 1989), I-Всесоюзном геммологическом совещании (Черноголовка 1985), Всесоюзном вулканологическом совещании (П-Камчатский 1985), Всесоюзных семинарах по геохимии щелочных пород (Москва 1984, 1986, 1988), Всесоюзной конференции по типизации магматических пород (Иркутск 1991), Всесоюзной конференции по БАМу (У-Уде 1981), X Всесоюзном совещании по геохимии пегматитов (Иркутск 1982), Всесоюзных минералогических семинарах (Москва 1985,Душанбе 1986), Всесоюзных симпозиумах по геохимии изотопов (Иркутск 1977, Москва 1984, 1995), 7 съезде ВМО (Ленинград 1987),' Чтениях В.И.Вернадского (Иркутск 1978,1996) и др.

Работа выполнялась в лаборатории геохимии редких элементов (196879), лаборатории геохимии гранитоидного магматизма (1980-90) и в тематической группе "Геохимия щелочных пород" (1991-96).

Первый этап исследований проводился на территории Монголии в Советско-Монгольской геологической экспедиции АН СССР и АН МИР (1968-78, 80,82, 84 г.) в тесном контакте с коллегами В.И.Коваленко, М.И. Кузьминым, П.В. Ковалем, B.C. Антипиным, B.C. Самойловым, A.B. Го-реглядом, В.Б. Наумовым, а в Алданской провинции (1979-1995) с Л.И. Паниной, И.Л. Махоткиным, А.Я. Кочетковым, В.И. Вагановым, В.М. Бирюковым. Автор признателен им за помощь и полезные дискуссии, способствовавшие становлению его взглядов на проблемы происхождения и эволюции ареала магматизма. В работе автором используются результаты термобарогеохимичнских исследований, проведенные Л.И.Паниной, В.Б.Наумовым, В.В.Шарыгиным, В.А.Симоновым на ма

С\

1 Эг ф з //ъ га Б

Рис.1 Схема ареала щелочного магматизма Монголо-Охотского пояса. 1- щелочные массивы с большим объемом ультраосновных пород, 2- щелочные массивы с малым объемом ультраосновных пород, 3- массивы щелочных гранитов, 4- Монголо-Охотский линеамент, 5- границы ареала щелочных пород, 6- Алданский щит. Массивы: 1-Хан-Богдо,2-Лугингол,3-Мушугай,4-Бурпала,5-Мурун,6-Хани,7-Инагли,8-Б11Л11бинскнй,-9-Кондер,10-Ингили.

териале автора и опубликованные в совместных статьях. Автор благодарен им за проведенные исследования.

Особую благодарность выражает автор всем аналитикам Института геохимии, без труда которых было бы невозможно сделать эту работу й в первую очередь Л.Н. Матвеевой, В.К. Халтуевой, Н.Г. Абариновой, Е.В. Смирновой, А.Л. Финкельштейну, А.И. Кузнецовой, В.В.Конусовой, Л.Д.Макагон и Г.Н. Сандимировой.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ.

Объектом исследований явились массивы щелочных и щелочногранитных пород, объединенные нами в Монголо-Охотский ареал щелочных пород, занимающие обширную территорию от Зап. Монголии до Тихого океана. Возраст магматических пород ареала датируется в пределах от верхнего палеозоя до верхней юры. Географически в пределы ареала попадают в небольшом количестве и щелочные массивы более древнего возраста. Ареал магматизма объединяет более 70 массивов щелочных пород (рис. 1).Приурочены массивы к линейным разломам и кольцевым структурам, а так же к грабенам и рифтогенным внутриконтинентальным зонам, которые концентрируются большей частью по периферии Алданского щита и в Ю.Гоби.

Активизация движений, приведшая к образованию и излиянию щелочных лав и внедрению интрузий вызвана крупными тектоническими движениями блоков земной коры в Монголо-Охотском регионе в конце палеозоя и в мезозое. Работами Советско-Монгольской экспедиции (Коваленко и др.) вокруг Монголо-Охотского линеамента выявлена зональность в расположении интрузий верхнепалеозойского -мезозойского возраста и выделен Монголо-Охотский ареал магматических пород, интрузии которых были разделены на геохимические типы (Коваленко 1975). Щелочные интрузии приурочены к периферии Монголо-Охотского ареала магматических пород.

Строение ареала щелочных пород следующее. Выделяется два крыла ареала- Южное и Северное, окаимляющие с обоих сторон Монголо-Охотский линеамент. Байкало-Становая рифтогенная провинция с К-щелочным магматизмом (Костюк и др. 1990) вписывается в Восточную часть Северного крыла выделяемого нами щелочного ареала. Южное крыло ареала включает массивы щелочных гранитов Южно-Гобийского пояса с гигантским Хан-Богдинским массивом агпаитовых редкометаль-ных гранитов, Южно-Гобийскую провинцию К-щелочных пород с кар-бонатитами и Лугингольский массив псевдолейцитовых сиенитов и кар-бонатитов. Массивы этой части ареала детально изучены и описаны в монографиях (Коваленко 1977, Щелочные амфиболы 1978, Владыкин и

др. 1981, Владыкин 1983, Самойлов,Коваленко 1983).Данные по Китайской территории ареала отсутствуют.Самый восточный массив Южного крыла- Кокшаровский, находится в Приморье.

В Ю-3 часть Северного крыла представлена массивами щелочных гранитов Озерной части Монголии и массивами щелочных пород Прихубсу-гулья.Эти массивы детально изучались Коваленко В.И., ЯшинойР.М.. P.M..Кононовой В.А.и др.

В Центральную и Восточную часть Северного крыла входит СевероБайкальский пояс щелочных пород (массивы Сынныр, Бурпала и др.). а также массивы щелочных пород Западной, Центральной и Восточной части Алданского щита и района Центрального БАМа.

Большинство массивов ареала непосредственно изучались автором. Наиболее контрастно проявлен щелочной магматизм в Ю-3 части провинции в Гоби и в С-В части ареала -на Алданском щите. Гобийская часть детально описана в литературе. Для Алданской части на базе изучения эталонных объектов с наибольшим разнообразием входящих в массивы пород нами разработана новая схема магматизма для щелочных массивов Алданского щита.

Первое защищаемое положение:

Комплексы К-щелочных пород образуют наиболее полные из известных серии магматических пород. Главными процессами, приводящими к образованию полных серий пород в комплексе являются процессы магматической дифференциации и расслоетя, в результате которых образуется непрерывный ряд пород от К-щелочноультра-основных,через основные и средние к кислым щелочным гранитам.

Наиболее полный ряд пород обнаружен нами в эталонных, самых крупных одновозрастных (120-145 млн. лет) массивах Алданской провинции Мурунском и Билибинском, площадь которых по 150 км2. Эти два массива образовались в различных блоках Алданского щита, которые в это время подвергались тектоническим движениям разной интенсивности. Кристаллизация пород Мурунского комплекса происходила одновременно с интенсивными тектоническими движениями в Зап.части окраины Алданского щита,а породы Билибинского массива в центре щита застывали в спокойной обстановке. В связи с этим в Мурунском массиве имеются как интрузивные, так и излившиеся породы и 4 фазы внедрения. А в Билибинском массиве в лучшем случае 2 фазы внедрения и во второй фазе наблюдаются постепенные фациальные переходы одной породы в другую. Различия в формировании массивов отразились и на их рудоносно-сти, которая в Мурунском массиве намного более разнообразная.

Геологическое строение Мурунского массива приведено на рис.2.

ИЬ О Э3 ИЗ" ЕЗ5 О6 Ш7 га

09 {+> В'2

Рис.2 Схема геологического строения Мурунского массива.

Вмещающие породы: 1-архейские гранито-гнейсы, 2-протерозонские кварцевые песчаники,

3- доломиты. Интрузивные породы: 4-расслоенный комплекс ЕИ-пироксешггов, 5-псевдо-

лейцитовые сиениты. 6-нефелиновые сиениты, 7-щелочные сиениты, 8-эффузивный комплекс

лейцитовых фонолитов, лейцитовых лампроитов, 9-эгириниты,10-щелочные и кварцевые

сиениты, 11-щелочные граниты, 12-породы чаро!ггового комплекса.

Схема магматизма массива следующая.

Ранняя фаза: 1)оливин-шпинелиевые породы (встреченные в виде ксенолитов) с зонами оливин-пироксен-флогопит-монтичеллитовых пород, содержащих мелилит; 2)расслоенный комплекс пород, состоящий из Вьпироксенитов, оливиновых лампроитов, кальсилитовых ийолитов, лейцитовых фергуситов и санидиновых шонкинитов.

Главная фаза представлена расслоенным комплексом различных псев-долейцитовых, кальсилитовых, калишпатовых сиенитов, кристаллизация которые заканчиваются кварцевыми сиенитами, дайками и штоками щелочных гранитов.

Вулканическая фаза состоит из расслоенного потока лейцитовых ме-лафонолитов, лейцититов и лейцитовых лампроитов,их туфолав и ту-фобрекчий. И дайкового комплекса лейцитовых тингуаитов, рихтерит-санидиновых лампроитов, трахит-порфиров, сиенит-порфиров, эвдиали-товых луявритов.

Самая поздняя фаза кристаллизовалась из остаточного расплав-флюида и образовала расслоенный полосчатый комплекс силикатно-карбонатных пород. Он состоит из кварц-кальцит-пироксен-микроклиновых пород, калишпатитов, пироксен-калишпатовых пород, меланопи-роксеновых пород, кальцитовых и "бенстонитовых" карбонатитов, ча-роитовых пород и графических кварц-кальцитовых пород.Все эти породы имеют между собой и промежуточные по составу разновидности.

На контакте с породами силикатно-карбонатного комплекса по вмещающим породам образуются реакционные метасоматические образова-ния-фени-ты и кальцит-рихтерит-тетраферрифлогопитовые породы. Рас-слоенность в комплексе горизонтальная (зафиксированная по керну многочисленных скважин) и представлена переслаиванием пород с незначительной мощностью слоев (1-5 м.) различного минерального состава (лейко- и меланократовых), мелко-, средне- и крупнозернистого строения.В тектонически перемещенных блоках пород чароитового комплекса наблюдается также наклонная и вертикальная расслоенность. Наиболее интенсивно проявлена расслоенность в приконтактовых частях массива, что вероятно связано со скоростью охлаждения магмы.

Геологическое строение Билибинского массива представлено на рис.3.

Схема магматизма массива следущая.

Ранняя фаза представлена расслоенным комплексом, состоящим из слюдистых перидотитов (с ксенолитами дунитов), биотитовых пироксе-нитов, оливиновых лампроитов, лейцитовых фергуситов и санидиновых шонкинитов. Ритмов и закономерностей в переслаивании не наблюдается. Мощность слоев 2-10 метров.

Главная фаза представлена серией пород с постепенными переходами друг в друга.Она сложена псевдолейцитовыми мелано-, мезо- и лейкосие-нитами, полевошпатовыми щелочными сиенитами, кварцевыми сиенитами, амфиболовыми щелочными гранитами и субщелочными амфибол-

Рис.З Схема геологического строения Билибинского массива.

1 -расслоенный комплекс К-ультраосновных-щелочных пород, 2-шонкнноты и меланосиени-ты, З-мезоснениты, 4-щелочные лейкосиениты, 5-кварцевые сиениты, 6-щелочные граниты, 7-

субщелочные амфнбол-бнотитовые граниты.

Таблица 1

Химический состав главных разновидностей пород Билибннского и Мурунского массивов (в вес%).

NN 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26

вюг 42 4 42.9 47 2 51.4 54 5 61 8 69 9 71.8 41.1 45.5 42 6 48 9 56 1 61 0 77 0 55 4 47 4 50.6 61 8 57.6 21.6 16.6 31.7 23.2 64 25 0

Т|02 1 1 1.4 03 06 1 0 0.5 0.2 0.2 1.4 1.1 0.8 1 1 0 5 08 0 6 1 0 1 3 1.3 0 3 03 05 03 1 0 0.3 0 1 1 1

А1203 3.1 7.0 7.4 12.8 14.9 168 15 6 15.2 7.4 73 11.0 107 180 152 6 5 14 8 9 6 10.9 6 3 2.5 0.5 3.2 10.2 54 1 6 6 5

Ре203 3,0 4.7 25 3 3 29 2.7 0.9 1.3 5.4 6.5 4.7 5.4 5.1 3 5 2.8 6 2 8.1 14.5 4 3 2.3 30 1 4 1 4 5.0 0 6 96

РеО 4.1 68 5 1 2.3 22 2.0 0.9 0.2 5.1 4 7 4.1 5.4 0.8 2.5 1 6 2 5 4.1 14 1.1 09 0 7 0.7 4.1 1.4 1 2 6 8

МпО 0 1 0.2 0 1 0 1 0 1 0 1 0 1 0.1 0.2 0 2 0.2 0.2 0 1 01 0 1 0.2 02 0 5 02 02 0.1 0 1 02 03 0 1 04

МдО 31.2 15.5 198 76 5.3 1 5 05 0.4 18.0 12.6 12.6 5.3 06 06 0.9 1 3 64 04 04 0 6 0.3 04 11 4 4.2 1 3 0 6

СаО 8.1 11.9 80 7 3 3.9 28 1.4 1.2 8.3 8.3 12.2 56 1 8 20 0.9 3 3 3 8 1 9 10 7 174 34.3 20.1 12.4 31 0 46.3 18.2

ВаО 02 0.3 0.1 0.1 04 0.2 0.2 0.2 0.5 0 1 0 7 05 0.5 05 0.1 0 5 1 4 0.2 0.1 1.3 1.0 23.8 0.6 0.8 0.2 4.4

ЭЮ 0.1 0.2 0 1 0.2 0.1 0.2 0.4 0.2 0.3 0.3 0.1 0.3 0.1 0 1 0 1 02 0.2 2.5 0.3 1.0 7.3 5.9 0.8 0.6 24 3.2

К20 2.5 54 6.1 11.7 11.6 66 5.4 4.8 7.4 7.1 7.7 10.5 15.5 124 5 8 10 7 89 4.6 58 7 3 0 9 3.1 7.7 2.5 1 2 3 9

N820 0.7 0.9 0.8 0.6 1.4 4 6 4.6 4.6 0 5 1.4 05 1 2 06 1 0 2 0 09 32 9 7 2 3 34 1 8 0.5 1.4 0.9 1 6 0 2

Р205 1 2 2.0 1 2 1.1 0.7 0.2 0.1 0.1 1.8 1 9 0.7 1 7 0.01 0 03 02 0 3 1.9 0 01 0 03 0 1 04 0.3 0 2 1 2 0 1 02

Н20 2 6 0 5 0.9 0.8 0 8 0.2 0.1 0 1 1.7 1 9 08 1 5 05 0 3 1 2 0 7 1 7 09 04 3,7 0.7 0.5 1.2 0 8 04 03

Г 0.12 0.22 0.14 0.48 0.4 0.29 0.14 0 06 0.7 0.03 0.07 0.5 001 0 22 0.2 0 22 0.9 0.1 0 3 0 25 0.13 0.1 1.4 0.3 0 05 1 0

С02 0.04 0 1 0.15 0.44 0.3 0.1 0.08 0 06 1.5 1.7 1.8 0.7 0 3 0.5 0.6 1.9 1.5 0.3 6.2 1.0 26.4 23 4 14.5 22.4 36 9 189

Примечание к табл. -.Билибинский массив: 1- Ш-перидотит, 2-В1-пироксеннт, З-оливииовый лампроит, 4-лейцитовый шонкинит, 5-лейцитовый сиенит, 6-кварцевый сиенит, 7-щелочной гранит, 8-субщелочной гранит.Мурунский массив: 9-В1-пироксенит, 10-оливиновын лампроит, 11 - К-ийолит, 12-шонкинит, 13-лейцитовый сиенит, 14-щелочной сиешгт,15-щелочной гранит, 16-лейцитовый фонолит, 17-лейцитовый лампроит, 18-эвдиалитовый луяврит, 19-силнкатно-карбонатная порода, 20-чароитовая порода, 21-кальщгговый карбонатит, 22-Ва-8г-карбонатит, 23-24- Ру-В1-карбонатит,25-кальцитовый карбонатитс В1, 26- М§1-В1- карбонатит.

Содержания редких элементов (в г/т) в породах Пилнбннского и Мурунского массивов.

Таблица 2

NN 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26

Сг 2200 920 1200 310 140 43 24 9 260 500 120 76 3 3 7 20 78 3 12 40 3 5 3 1 3 1

N1 1200 450 820 150 120 18 43 30 190 130 90 63 10 4 55 10 100 14 30 19 6 3 10 4 10 44

Со 75 90 84 40 33 13 5 3 40 30 35 39 7 7 7 15 37 5 7 2 2 1 5 8 5 18

V 27 280 50 37 120 82 39 21 500 290 190 300 90 120 990 410 390 660 1100 1000 380 100 240 210 250 740

Эс 13 86 46 51 24 9 4 19 20 18 16 20 4 4 2 7 22 2 1 2 2 1 1 1 1 1

Бп 1 2 1 1 1 3 2 2 7 8 5 6 6 4 7 5 6 15 51 12 14 27 1 1 2 1

РЬ 3 1 3 1 2 26 45 32 220 12 20 11 10 11 150 140 8 1100 320 830 300 89 390 28 400 10400

2п 40 100 46 17 3 60 50 39 160 200 87 210 95 60 37 100 320 550 80 54 30 28 270 112 54 190

Си 11 14 15 7 85 30 11 24 200 70 130 300 12 48 12 82 220 50 49 170 10 170 58 15 80 270

N6 1 3 5 8 10 8 11 12 70 20 10 16 10 20 50 10 50 160 60 48 21 10 100 80 330 430

гг 24 91 45 19 50 250 160 110 285 200 440 390 290 110 160 360 490 4420 255 500 105 300 400 280 870 980

У 1 8 4 3 2 5 1 23 17 10 12 1 9 10 18 50 4 26 34 120 20 8 160 16 23

ТИ 64 586 280 332 171 322 217 141 222 170 150 292 20 126 100 160 376 264 250 883 1000 1100 160 4600 490 3640

Описание проб в табл. 1

биотитовыми гранитами, которые сменяют друг друга от периферии к центру массива. Переход одних разновидностей пород в другие постепенный, фациальный, и прослежен нами несколькими геологическими разрезами от контакта к центру массива, что стало возможно благодаря исключительной (до 90° о) обнаженности массива, при превышениях до 500 м. и абсолютных высотах до 2500м.

Магматический этап в обоих массивах сменяется интенсивным гидротермальным этапом. В Мурунском массиве это зоны окварцевания и сульфидизации с U, Au, Ag, Pb, Си, Мо орудинением, скарны с галенитом и сфалеритом, анатаз-брукитовые породы.На Билибинском массиве-это грейзены с W, Мо, Au, Cu орудинением. Химический состав главных разновидностей пород этих массивов и концентрации в них и к редких элементов представлены в табл. 1 и 2.

Петрохпмические диаграммы парных и тройных корреляционных зависимостей петрогенных элементов, построенных на базе 500 силикатных анализов пород Мурунского массива и 200 силикатных анализов пород Билибинского массива представлены на рис. 4 и 5. Эти диаграммы показывают, насколько широк спектр составов пород в эталонных массивах. Вариации MgO в Муруне от 50° о, а в Билибинском от 35%, до 0,5; А1203 от 20 до 0.5; СаО от ЗО'до 0.5; К20 от 15 до 0.5; K20+Na20 от 20 до 0.5 и т.д. На классификационной диаграмме щелочи - кремнезем составы пород этих массивов перекрывают все поля пород от ультраосновных до гранитных со всеми промежуточными разновидностями. Исходя из анализа всех корреляционных зависимостей между петрогенными элементами видна непрерывность изменения состава пород от ранних к поздним, что свидетельствует об их гомодромности и широко проявленном процессе магматической дифференциации. Ширина корреляционных трендов, идущих параллельно друг другу, подтверждает участие в образовании пород процесса магматического расслоения, который широко проявлен в этих массивах. Процессы расслоения проявлены как в ранней ультраосновной меланократовой серии, так и поздней сиенитовой и эффузивной -лейцитовой. Они характеризуются ритмичным переслаиванием (слои обычно 1-5 м, иногда до 20 м ) лейкократовых и меланократовых, крупнозернистых и мелкозернистых слоев. По керну скважин такое переслаивание прослеживается до 700 м. В силикатно-карбонатном чароитовом комплексе пород идет переслаивание лейкократовых микроклинитов , меланократовых пироксеновых и пироксен-полевошпатовых пород, силикатных чароитовых и карбонатных-карбонатитовых пород.

Одной из главных причин глубокой дифференциации и расслоения магмы что является и отличительным петрохимическим призноком пород Мурунского массива- это их высокая К-щелочность и К-агпаитность при отношении K/Na=15-3.3™ два очень важных признака реализуются в минеральном составе пород, которые так же являются диагностическими признаками массивов и всего магматизма в целом. К-щелочность реали-

чО

Рис.4 Парные и тройные корреляции породообразующих элементов силикатных пород Мурунского массива.

Рис.5 Тренд составов пород Бплпбннского массива. 1-лампроиты, 2-остальные породы.

зуется полностью в К-лсйко крахов он части: парагенезисе К-лейцнта, кальсилита и калишпата при полном отсутствии альбита, нефелина и меланократовый парагенезис: сшода, К-рихгерит и К-арфведсонит. Эти К-парагенезисы являются определяющими для всех магматических пород Муруна. Несмотря на то, что в породах Муруна геохимическое поведение натрия такое-же. как и в других щелочных массивах, т.е. от ранних пород к поздним идет его накопление (в Мурунском массиве от 0.1 до 7-8%), даже в одних из самых поздних дериватах -эвдиалитовых луявритах (где 5-6 0 о К20 и 7-8 0 о №20), лейкократовый парагенезис остается каливым (кальсилит+калишпат),а весь натрий расходуется на образование пироксена (эгирина).

■ ■ Якокутский:

■ а | - - >С ■ * ■ ■ ■ 1 г

Ю 49 И 6< '1 11 Рябиновый

V;: -■"А ч -> . . » • * » »>«! , ...» г

«в и лЯг. ■ 6« п 11 Инагли -

и ....... Г . . '>«■ " , ■ г

■ ■ • V и-;* ■ »4 • ■ .......... б! '! 1! Кондер

40 Н

'О «9.

Мушугай

■ • >

чГ"* "

ы ■ ■ ■•

; . . .

Ч^-Е

• ■

'N120

¿¿•С -

.1 У

■ V

■II ■

. ,, , I,. 11, , I I,

Рис.6 Парные корреляции ЭЮ2 с Х^О (А) и К20+Ыа20 (В) в породах массивов: 1-Якокутский. 2- Рябиновый, 3- Инаглм, 4- Кондер, 5- Мушугай

К-агпаитность реализуется в образовании безалюмшшевых амфиболов ряда К-рихтерит - К-арфведсонит и тетраферрифлогопитовых слюд. Даже в эвдиалите содержится до 3-4° о К20. Особым показателем К-агпант-ности является акцессорная минерализация: для 2.т вместо циркона образуются К-фазы цирконосиликатов вадент и делиит,для Тл-это К-батисит, даванит, тннаксит, для петрогенных элементов -это 1~руппа водных щелочных силикатов: чаронг, федорит, канасит, токкаиг, апофиллит, мнзе-рит и др. Состав и разнообразие К-агпаитовой минерализации ставит Мурунский массив в один ряд с такими гигантскими Ыа-агпаитовымп массивами, как Хибины, Ловозеро, Илимаусак.

Как видно из диаграмм (рис.6) подобные петрохимические особенности характерны и лля других массивов щелочных пород Алдана, на данном эр-озионном срезе которых проявлен не весь генетический ряд пород, а только его часть. Однако направленность магматической эволюции пород единая для всех массивов щелочного ареала.Интересным моментом процесса дифференциации в его кислой гранитной части является постепенное повышение БЮ2 до максимально известных значений в природе для магматических пород БЮ2 - 87-88% (Мурунский и Ыллымахский массивы).По минеральному составу это граниты,состоящие из кварца, эгирина и калишпата.

Подобно петрогенным ведут себя и редкие элементы. Нами проведен геохимический анализ во всех породах ареала ( по данным количественных определений) поведения таких элементов, как У, ЯЬ, Сб, В, Ве, И, Ва, Бг, Бп, РЬ, Хп, Си, Мо, Ag, Сг, N1, Со, V, Бс, 7л, НГ, №>, Та, У и группы ТК. От ранних пород к поздним идет уменьшение концентраций сидеро-фильных элементов Сг, N1, Со, Бс, повышение концентраций Ва, Бг, V и литофильных В, Ве, Zn, И, Бп, Ъх, N1), ТИ., У. Содержание ЛЬ коррелиру-ется с К, а концентрации РЬ и Си иногда дают аномальные всплески, которые вероятно связаны с процессами расслоения магмы. На рис. 7 и 8 показано распределение редких элементов в породах Мурунского и Би-либинского массивов (порядок расположение элементов на графике-по уменьшению ионного радиуса). На рисунках видны вариации уровней концентрации элементов в ряд}' пород обоих комплексов. Частая параллельность линий, соединяющих соседние элементы для последовательно образующихся пород комплексов свидетельствует о закономерном поведении целых групп элементов в процессе дифференциации от ранних пород к поздним.В расслоенных рядах пород (например, в силикатно-карбо-натном чароитовом комплексе, рис.7) наблюдается контрастное разделение уровней концентраций элементов, при одинаковой общей направленности геохимии процесса. Проведено более 1000 расшифровок спектров ТЯ, как в рудоносных породах и минералах, так и в ранних породах комплекса.В генетическом ряду пород наблюдается фракционирование европия,что.подтверждает участие в их.происхождении процессов кристаллизационной магматической дифференциации.Более подробно поведение редкоземельных элементов (ТЯ) будет рассмотрено в генетической части.

Геохимическая специфика для изученной серии пород определяется следующими особенностями:

1)высокая магнезиальность начальных фаз и ее падение до 0 в конечных, аномально высокая калиевость, которая от ультраосновных пород до лейцитовых сиенитов возрастает от 4 до 16% и затем несколько снижается до 10% (при высоком К/Ыа отношении);

Рис.7 Вариации спектра пстрогеиных пре;1кп.\ элементов в породах Муруиского массива, нормированные по кларку в сиенитах.1- силикатные породы. 2-спликатно-карбонатные породы чароптового комплекса.

Чэгч: к1пгк ,51сп1

• 1ап

Рис.8 Вариации спектра петролгенных и редких элементов в породах Билибинского массива. нормированные по кларку в сиенитах.

2) аномально высокие концентрации Ва и Sr, которые в процессе накопления в поздних дифференциатах "бенстонитовых" карбонатитах выступают в роли руды (до 33°. о Ва и 10°/о Sr);

3)высокие концентрации Cr и Ni в ранних породах, снижающиеся к поздним;

4)агпаитовый характер поведения Zr, Ti, Nb, TR, который реализуется в акцессорной минерализации;

5) насыщенность магм летучими компонентами, в первую очередь С02, Р205, Н20, углеводородами, в меньшей мере F и восстановительный характер кристаллизации, приводящий к образованию в позднем силикатно-карбонатном комплексе многочисленных фаз самородных элементов и интерметаллидов.

По спектру составов пород, геохимической и мннерагенической специализации изученная K-щелочная серия пород во многом аналогична лампроитовой серии.

Второе защищаемое положение.

Одной из характерных особенностей K-щелочных пород Алданской провинции является образование в процессе их дифференциации ветви пород -интрузивных аналогов лампроитовой серии. Эти породы по минеральному и химическому составу и геохюшческой специфике не отличаются от лам-проитов других регионов, хотя и имеют свои региональные особешюсти. Тренды составов всех пород отдельных массивов и их геохимические особешюсти свидетельствуют о генетической связи лампроитов и К-щелочной серии Алдана.

Хотя описания пород лампроитовой серии известны в мире еще с прошлого века, в СССР термин лампроиты не употреблялся. Породы лампроитовой серии принимались за К-пикритоиды, щел.кимберлиты, оли-виновые лейцититы и т.д.( Арсентьев и др. 1955, Кривенко 1980, Кочетков и др. 1984). Впервые породы этой группы в СССР диагностировались как лампроиты автором на Мурунском массиве (Владыкин 1985 ).

Как известно, лампроиты- это сообщество высокомагнезиальных, калиевых насыщенных или слабо недосыщенных кремнеземом щелочных пород, характеризующихся низкими содержаниями Al и Ca (Лампроиты 1991).Для них характерны отношения K/Na много больше 1 (3-10), высокие концентрации Cr,Ni,Ba,Sr и в меньшей степени Nb,Zr. Состоят лампроиты из 6 породообразующих минералов: оливина (форстерита), дноп-сида, слюды (Fe-флогопита), К-рихтерита, лейцита и санидина. Для слюды и рихтерита обычно характерны повышенные содержания Ti, а доя лейцита и саниднна-железа. Лампроиты с высокими содержаниями оливина (более 30° о) обычно не содержат лейцита и санидина и наоборот. Запрещенными минералами для лампроитов являются плагиоклаз и нефе-лин.Различные содержания таких контрастных по химическому составу

минералов приводят к очень значительным вариациям химического состава лампроитов: по К^0-(30-5%),3ю2-(40-65%) К20-(3-12°'о), А1203-(5-12°о) и тд. Естественно, фракционирование хотя бы одного из ранее выделившихся минералов, например, оливина- приведет к резкому изменению химического состава остаточного расплава. Поэтому магматическая диффенциация проявлена в породах этой группы очень значительно даже на эффузивной стадии.

В настоящее время на Алданском щите известно 14 проявлений пород лампроитовой группы пять из которых обнаружены автором.Лампроиты слагают силлы, некки, эруптивные брекчии, а так же дайки, штоки и слои в породах расслоенных щелочных комплексов. Они известны в Мурун-ском и Ханинском массивах и на р.Молбо в Зап.части Алданского щита, в Якокутском, Рябиновом, Инагли, Ыллымахском, Томмотском, Юхтин-ском массивах Центрального Алдана, Бшшбинском и Кондерском массиве Восточного Алдана. Отдельные диатремы, вне связи с массивами щелочных пород известны в сев. части Центр. Алдана. Это трубка Кайла и Хатастырское поле. Однако и в них встречаются ксенолиты щелочных пород, массивы которых возможно просто не вскрыты эррозией. Породы лампроитовой серии Алдана имеют мезозойский возраст, для сопоставления мы приводим протерозойские лампроиты Ханинского массива, которые расположены так же в пределах выделенного ареала. Лампроиты Алдана подробно описаны автором в статье (Владыкин, 1997).

Породы лампроитовой серии Алдана образуют как эруптивные брекчии с раскристаллизованным цементом,так и породы субэффузивного и интрузивного облика.По минеральному составу выделяется группа со щелочно-ультраосновным парагенезисом (О1+Ру+В0 и две группы со ще-лочно-основным парагенезисом (Ру+ВИ-Плц+КРзр) и (К-рих+ВИ-КрБр). Между ними есть и разности промежуточного состава. Часть лампроитов Центрального Алдана описаны ранее И.Л.Махоткиным и р.(Лампроиты, 1991).

Химический состав основных разновидностей лампроитов Алдана и концентрации в них ТЯ и редких элементов представлены в табл.3,4,5.

. Лампроиты Мурунского массива.

Здесь известны как эффузивные потоки, субэффузнвные жильные образования, так и интрузивные аналоги лампроитов. Следует отметить, что лейцит относится к нестабильным минеральным фазам. Свежим он встречается только в современных и третичных лавах. В более древних образованиях лейцит (Лц) распадается на калишпат (КИзр) и кальсилит (Кз),образуя псевдолейцит (Плц). Кроме того, ранний лейцит со временем реагирует со своей же более кислой после кристаллизации ранних вкрапленников магмы и растворяется в ней или замещается полностью калиш-патом. Этот процесс очень развит в породах Мурунского массива. Доказательством, что существовал ранний лейцит являются округлые остатки форм лейцита, заполненные калишпатом и нахождение лейцита в рас

Химический состав ламлроитов Алданского щита (в вес.°-о)._Таблица 3

N44 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

эюг 45.47 44 07 51 96 52 29 46.02 50.34 46.33 47.20 46 48 42.29 41.70 42.72

Т|02 1.07 1.05 2.02 6.56 0 84 0 80 1.34 1.25 1 23 0.69 0 54 0.82

А1203 7.25 6 26 7 АО 7 30 7 29 8.20 9 40 8.65 8 52 5.57 3.14 5.08

Ре203 6.45 6.03 11.49 8.90 4.90 3.70 8.20 8.00 8.26 5.85 4 83 6.42

РеО 4 67 4.50 2.80 1 80 3.30 4.40 4.00 2.24 3 00 4.30 6 82 6.92

МпО 0 20 0.15 0.25 0.09 0 11 0 09 0.17 0 13 0.11 0 15 0 26 0 27

МдО 12.59 16.78 4.80 1.56 10.08 7.00 6.30 6.04 7.86 27.66 32.76 16.06

СаО 8.28 9.89 2.90 1.42 8 03 6 00 3 72 5.76 4 55 6.16 3 10 10 10

ВаО 0.11 0.11 2.33 5.29 0.29 2.36 1.42 2.21 1 25 0 32 0 29 0.29

ею 0 27 0 20 0 23 0 09 0.22 0 76 0 22 0 82 0 58 0 03 0 03 0 32

К20 7.10 6.20 6.92 8.28 8 40 9 24 8 85 8.48 7.62 3 97 3 12 3 82

Ыа20 1.35 1.11 4.47 4 96 1 95 2.36 3.16 1.77 1.41 0.30 0.23 1.83

Р205 1 89 1,47 0.58 0 03 1,90 0 68 1.91 1.61 1.80 0.09 0,00 1.58

Н20 1.87 1.13 0.97 0 94 2 80 1.40 2 63 2.94 5.51 1.98 2 04 1.41

С02 1 69 0,44 0.22 0.10 3.00 3.10 1.50 2.25 1.16 0.22 0 50 2.74

Р 0.30 0.12 0.30 0.21 1.20 1.00 1.25 0.15 0.40 0.20 0.36 0.18

сумма 100.44 99.48 99.48 99.73 99.81 100.87 99.51 99.44 99.57 99.72 99.51 99.79

13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24

БЮ 2 46.06 50 40 44.23 45 13 40.25 52.90 52.56 45 87 45.59 50 73 48 76 42.46

ТЮ2 .05 0.70 0.46 0.60 0.50 0.72 0 65 0 64 0.72 0.59 1 15 0 66

А1203 8 65 10 19 4.50 6.33 5 36 13.39 12.81 8.35 7.73 10.61 12.40 7.90

Ре203 3 84 4.33 11.00 5.33 5.51 5.00 5.54 7.50 5.32 4 33 5.23 5.13

РеО 4 50 3.86 О.ОО 4.74 4 83 2.59 1.34 1.98 4.47 3.13 5 50 6.20

МпО 0 15 0.13 0.17 0.16 0.16 0.13 0 11 0 13 0.15 0 13 0 15 0 15

МдО 13.20 10,87 22.52 17.64 21.19 6 60 5.12 12.44 15 40 11.72 6.71 10.86

СаО 8 37 7.75 9.11 10.42 7.27 5.24 6.24 6.99 9.93 6.05 8 27 10.52

ВаО 0.34 0.30 0.12 0.24 0 38 0.31 0.31 0.69 0.28 0.19 0 22 0.40

ЭЮ 0 17 0.19 0 07 0 11 0.17 0.10 0 12 0.14 0 17 0 13 0 13 0.15

К20 6.55 6 62 3.29 3 77 3 34 6.95 6.58 4.14 4 93 4 20 6 40 7 22

Иа20 1 00 0 94 0 68 0.88 0.64 1.96 1.98 1.04 0.79 2 13 2.58 1 55

Р205 0.78 0.66 0.37 0.49 0.47 0.54 0.50 0.94 0.91 0.45 0.95 1.06

Н20 246 1.79 2.16 1.76 2 58 2.28 5.63 5.27 1.60 4 25 1.74 1 70

С02 2 80 1.20 1.20 2.07 6.99 0.97 0 38 3.64 1.91 1.20 0 06 4.16

Г- 0 15 0 08 0.10 0.10 0.14 0.10 0 20 0 07 0 07 0.07 0 70 0.15

сумма 99.55 99.68 99.95 99.74 99.74 99 86 10001 99 81 99.94 99.95 99.60 99.50

кт 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 35

эюг 48 96 44,03 44,66 42.65 45 83 48 22 50 16 42 43 51 04 46 46 44 03 45.70

ТЮ2 0 70 0.60 0 60 0.63 1 13 0.85 0.90 1.03 0.55 0.33 0 88 0.89

А1203 12 16 6.21 6.80 8.15 9 47 9 88 12 40 3 12 12.89 7.49 7.50 . 8 03

Ре203 4 03 5.70 6.25 5.68 3 77 6.48 4 82 3 00 3 33 2 45 8 85 9.52

РеО 4 34 5 90 4.80 4.10 8 17 521 5 03 4 03 2 33 5 10 1 08 0 54

МпО 0 13 0.18 0.18 0.12 0.19 0.17 0 16 0.11 0.06 0.14 0 10 0 11

МдО 6 32 19 66 17.52 15 65 7.71 8 27 7.70 31.89 7.62 20 43 22 72 20.50

СаО 8 54 а.78 9.23 13.50 12.19 9.44 9.30 7.96 7.30 8.01 1.90 1.98

ВаО 0 17 0.22 0.28 0.20 0.27 0.24 0 19 0.16 0.12 0.08 0.02 0.02

ЭгО 0 11 0.11 0.10 0.07 0 10 0.07 0.13 0.09 0.18 0.13 0.03 0.03

К20 4 65 3.41 5.26 4.38 6.58 6.75 5.14 2.29 11.69 6.05 5.23 5.50

Ыа20 2.36 1.39 1.12 1.00 0.61 1.43 2 67 0.44 0.54 0 70 0 85 0 88

Р205 0.48 0 52 0.62 0.84 1.02 0.70 0.77 1.03 1.09 1.17 0 03 0.01

Н20 0,47 2.47 1.86 2.70 0.17 0.58 0.90 1.98 0.41 0.43 7.05 6.32

С02 6 27 0.50 0.40 0.34 2.00 0.93 0.02 0.04 0.15 0.44 0.22 0 11

Я 0.10 0.20 0.10 0.20 0.70 0.42 0.08 0.16 0.48 0.14 0.06 0.12

сумма 99.76 99.80 99.74 100 10 99.64 99.49 100.34 99 70 99 62 100.52 99.52 100.21

Примечание. Место взятия проб: Мурунский массив (описание разновидностей лампроитов смотри в тексте): N1 -разновидность 1, скв.111. 160-180м; N2 -разновидность 2,"Мартовская" аномалия, скв.З, 90-150м; N3 -разновидность 3,дайка, скв.1, 120м; N4 - центральная часть дайки 3, разновидности с К-батиситом (20°о); N5 и N6 - разновидность 4, дайки, Ы5-участок "Южный", N6 -участок "Старый" - ксенолнт в чароитовой породе; N7 -разновидность 5, лавовый поток в поле эффузивов Северной части массива. Дайка Молбо: N8 -приконтактовая часть, N9 -центральная часть. Ханинский массив (Укдуска): N10 -дайка в штольне, N11 -дайка, скв.36, 370-378м. Рябиновый массив: N12 -слюдистый перидотит, скв.252; N13 -оливин-содержаший лампролт, скв.З, 114-113м, N14 -лампроит, дайка в карьере. Якокутскнй массив: N15 -оливиновый лампроит, дайка, голец Собачий. Верхне-Якокутская впадина: дайки оли-впновых лампроитов - N16 -скв.11, 50м; N17 -скв.26, 130-140м. Табук-Хатыстырское поле: N18 -лейцитовый лампроит, трубка "Аномалия 46", N19 -лампроитовая брекчия, трубка Опытная,N20 -лампроитовая брекчия, трубка "Аномалия 4а". Трубка "Кайла": N21 • слюдистый лампроит , скв.215, 20м; N22 -лампроитовая брекчия, скв.233. М.Юхта: N23 -дайка оливин-диопсид-санидинового лампропта; N24 -дайка рихтерит-оливин-диопсидового лампроита. Р.Джеконда: N25 -дайка Bt-санидинового лампроита. Массив Инагли: N26 -оливиновый лампроит, скв.505, 232м; N27 -лампроит, скв.504, 88м; К28-лампроит, скв.302, 124м. Томмот-ский массив: N29 и №0-лейцитовые лампроиты. Ыллымахский массив: N31-дайка оливин-лейцитового лампроита. Бплибинский массив: N32-cлюдиcтый перидотит, N33 -оливин лейцитовый лампроит (миссурит), М34-лейцитовый лампроит. Кондерский массив: N35-36 олн-виновые лампрошы, дайки. Сумма анализа за вычетом пересчета на F. Анализы проводились химическим и рентгено-флюорисцентным (квантометрическим) методом, аналитики Л .Н.Матвеева и АЛ.Фннкельштейн, Институт геохимии СО РАН, 1990-1995г._

плавных включениях в ранних минералах оливинах (01) и пироксенах (Ру), где он законсервирован и поэтому сохранился. В таких случаях мы к калишпату в скобках будем приписывать лейцит- КРзр (Лц).По минеральному составу и динамике кристаллизации выделяем 5 разновидностей лампроитов Мурунского массива.

Первая разновидность лампроитов - 01+Ру+В1+Кр5р(Лц) образует силл мощностью 20м в западном экзоконтакте Маломурунского массива. Он вскрыт скв.III на глубине 180м. Лампроит сложен вкрапленниками оливина (Ио 92)-20°о, диопсида -20° о, Сг-флогопита (0,5% Сг)-10°о и основной массой, состоящей в настоящее время из пироксена, тетрафер-рифлогопита и санидина (10°о). Санидин, вероятно, заместил лейцит, от которого остаются изометричные округлые формы. Первичный лейцит обнаружен в расплавных включениях в пироксене. Ранние вкрапленники оливина кристаллизовались на более глубоких горизонтах, а при внедрении магмы и падении давления они становятся неустойчивыми и реагируют со своей более щелочной магмой. В шлифах фиксируется такая зональность: оливин —> К-рихтерит --> теграферрифлогопит (рис.9). Часто от оливина остаются только формы кристаллов, заполненные тетрофер-рифлогопитовым агрегатом (рис.10). Этот процесс характерен для лампроитов, особенно субэффузивных и интрузивных. Подобные структуры, кроме Муруна, мы встречали в лампроитах Центр.Алдана и Лейцит-Хиллс (США). Акцессорные минералы лампроитов: вадеит, апатит, хромит, Сг-магнетит, пирит.

Вторая разновидность лампроитов - оливин-флогопит-лейцитовая (01+Ру+В1+Плц) слагает интрузивное тело (слой), мощностью 100 м в

Рис.9 Реакционное взаимодействие ранних вкрапленников оливина со своей же щелочной магмой в лампроитах 1 разновидности Мурунского массива. Зоны: а-оливин, в-К-рихтерит, с-тетраферрифлогопит. 1 -общий вид породы со всеми реакционными зонами, 2-первая и вторая стадии (а и в), 3 и 4-вторая и третья стадии (в и с)-оливин замещен полностью, 5-третья стадия (вторая-в- и первая-а- зоны замещены полностью).

Рис.10 Вторая и третья стадии замещения оливина.

расслоенном комплексе биотптовых пнроксеннтов Мартовской аномалии в С-В части Мурунского массива(рис.2). Эти породы вскрыты скв.З, на глубине 50-150 м. Лампроиты среднезернистые, раскристаллизованые. Они состоят из оливина 10%, диопсида 30° о,слюды 10° о,псевдолейцита 40° о и - санидина 10° о, который расположен в интерстициях между минералами. Акцессорные минералы:Сг-магнетит, вадеит, апатит, сульфиды. Кроме этих пород в расслоенном комплексе встречены диопсид - флогопит - псевдолейцитовыс порода, тоже близкие к лампроитам.

Третья разновидность лампроитов (К-рих+В1+Плц) обнаружена там же, где и вторая, в виде даек и мелких силлов с зонами закалки и м/з рас-кристаллизованной центральной частью. Мощность даек от 10 см. до 2 м. Они прорывают вторую разновидность лампроитов и расслоенный комплекс биотптовых пироксенитов. Дайки состоят из вкрапленников слюды 5%, К-рихтерита 10° о, псевдолейцита 5%, замещенного оливином 5% и м/з основной массой-75%. Основная масса, так же состоит из псевдолейцита, К-рихтерита, диопсида, слюды. Акцессорные минералы: апатит, К-батисит, прайдерит(?), сульфиды. Иногда, в центральных частях этих даек, встречаются пегматоидные участки, сложенные слюдой 5° о, К-рихте-ритом-арфведсонитом 20%, эгирнн-диопсидом 10%, К-батиситом 20%,

Содержания редких элементов (в г/т) в лампронтах Алданского щита. Таблица 4.

NN 1 2 3 4 5 В 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18

Сг 500 420 30 10 240 200 78 65 94 910 920 800 980 860 1100 1500 1400 600

N1 130 370 21 12 130 150 100 100 100 1200 1300 220 500 440 870 360 640 120

Со 28 57 35 8 35 32 37 24 24 110 160 66 50 90 110 94 86 33

V 290 120 820 720 250 140 390 320 320 93 100 100 260 220 110 230 160 190

Эс 18 30 28 2 14 32 22 14 18 32 8 35 33 33 35 49 15 38

Си 70 24 330 85 100 240 220 210 380 33 18 140 260 120 60 120 88 89

РЬ 12 13 560 54 7.6 76 7,5 65 140 2 1 98 24 30 9 14 22 28

Эп 8 3 20 22 0,8 3 5,7 4.3 10 1 1.2 5,2 1,6 1.6 2 1.5 1,4 2

гп 200 65 250 36 61 75 320 68 140 65 97 160 58 70 75 71 90 68

гг 200 120 1095 4460 200 280 490 200 230 150 87 75 170 70 80 100 59 170

Nb 20 5 96 320 20 11 50 1 1 3 1 1 4 1 2 1 3 5

гтр: 170 105 125 160 180 160 376 160 174 53 25 100 110 120 242 120 150 90

У 17 14 18 30 10 7 50 19 18 3.6 1 10 12 13 6 10 15 11

11 92 30 30 50 37 80 90 30 20 4 3 14 20 13 11 24 96 46

ИЬ 250 150 120 90 210 160 230 120 150 180 100 80 190 180 115 122 164 190

Сэ 4 2 2 5 1 7 2 3 5 5 1 1 6 4 5 5 7 1

в 40 2,2 65 20 2 10 11 9.3 21 5 8 10 18 24 19 25 18 24

Ве 18 2,2 13 3 5,4 5 30 12 9 1 0,8 2,3 5,5 3,8 1,8 1.9 1,9 2

NN 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36

Сг 240 810 1100 680 370 610 260 1180 700 510 490 560 280 2400 1200 310 69 52

N1 97 390 340 290 108 167 55 840 500 260 120 140 110 1300 820 150 94 84

Со 19 45 53 26 37 56 32 112 80 62 56 53 35 87 84 40 59 55

V 150 170 180 160 290 265 204 230 200 130 220 370 260 35 50 37 670 550

Эс 28 49 20 16 31 43 28 29 30 51 38 44 32 15 46 51 44 24

Си 80 100 103 87 135 117 63 122 40 37 110 95 110 14 15 7 320 260

РЬ 21 20 10 14 16 20 22 27 10 4,7 120 94 15 1,7 2,6 1 2 1

Бп 1,8 1,6 2 2 2,2 2,8 3 1,2 1,5 1.4 1 1 2,3 1,6 0,7 0,8 3,6 3,5

гп 59 80 70 83 90 140 60 68 80 64 100 82 58 70 46 17 180 180

1: 170 180 160 120 285 125 150 200 300 250 200 150 160 24 45 19 120 80

ыь 6 7 3 1 8 3 3 3 5 8 3 1 4 3 4 5 5 3

гтя 140 120 115 110 190 110 100 140 160 125 220 214 103 90 167 176 158 140

У 12 10 12 13 22 18 10 17 22 16 30 26 15 6 12 9 25 20

и 40 30 70 16 18 76 26 4 5 8 19 52 20 1 5 8 44 70

188 140 176 110 170 200 112 70 64 78 210 120 180 70 280 456 60 70

Сэ 3 3 8 2 2 4 3 1 1 1 5 2 1 1 5 8 1 1

в 11 5 10 12 40 33 20 42 10 20 3,6 3,4 27 2 12 9,3 3,7 4,7

Ве 2 03 3 01 2 2,3 3,7 5,5 3 2,7 1.2 1 2,5 2,8 2,5 0,8 1.2 1,6 1.4 1,3

Примечание: Номера проб и их описание по табл.3. Методы анализа: иДЬ.Сз-фотометрией пламени,ТЯЛ'^Ь, 2г-химическое обогащение со спектральным окончанием,остальные элементы-количественный эмиссионный спектральный анализ.аналитики: Е.В.Смирнова,А.И.Кузнецова,Л .Н.Одареева.Пнститут геохимии СО РАН, 1990-1995г.

санидином 45° о, которые аналогичны пегматондам Волджи-Хиллс, в Австралии. На поверхности так же встречаются полностью раскристалли-зованные дайки сиенитов-интрузивных аналогов этих пегматоидов, состоящих из калишпата 50%, эгирин-диопсида 30%, К-батисита-20%.

Четвертая разновидность-лампронтов (К-рих+В1+Ру+КР5р[Лц]) слагают множество силлов и послойных даек, развитых в Ю-В части массива среди пород чароитового комплекса и во вмещающих породах (рис.2). Подобные дайки встречены и во вмещающих породах в С-В части и За-

паднон части Мурунского комплекса. Мощность силлов от 20 см. до 2 м. Они состоят из вкрапленников К-рихтерита 10-20° о, диопсида 5-10° о, слюды 20° о и основной массы-мелкого пироксена, слюды и санидина, который заместил лейцит. В более закаленных разностях в основной массе встречаются лейкократовые округлые образования, похожие на лей-цит.Иногда наблюдаются другие округлые образования, сложенные К-рпхтеритом н тетроферрифлогопитом, которые возможно были оливином (по аналогии с рис.9,10). В расплавных включениях в пироксене так же обнаружен свежий лейцит.Акцессорные минералы лампроитов: вадеит, сульфиды, апатит.

Пятая разновндность-лампронтов (K-pnx+Bt+Плц+Ру) лампроиты. Они слагают полосчатые лавовые потоки в поле эффузивов среди лав, туф о-лав и лавобрекчий лейцитовых фонолитов (рис.2). Лампроиты состоят из вкрапленников К-рихтерита, слюды, диопсида,апатита и основной массы, сложенной псевдолейцитом, слюдой, К-рихтеритом .Из акцессорных минералов в лампроите встречены Cr-магнетит, прайдерит, вадеит, апатит.

Лампроиты р. Молбо.

Дайка лампроитов обнаружена Арсентьевым A.A. и др. и интерпретирована как оливиновые лейцититы.Она прорывает кембрийские мергели (в 60 км севернее Муруна). Дайка мощностью 0.20-1.0 м и протяженностью 10-20 м. Она сложена вкрапленниками лейцита, апатита, клинопи-роксена и редко слюды. Основная масса микрозернистая, сложена лейцитом, апатитом, слюдой, пироксеном и магнетитом. Возраст дайки 122 млн. лет. По химсоставу и геохимии дайка Молбо очень близка к Мурун-ским лампроитам 5 разновидности. Дайка Молбо находится на площади Мурунского вулкано-плутонического комплекса и вероятно связана с ним и генетически.

Лампроиты Ханн.

Находятся в 7 км к востоку от п. Хани на БАМе, Лампроиты обнаружены нами в керне скважины в массиве бнотитовых пироксенитов Ундук-са и в коренной стенке штольни. Они слагают дайковое тело, мощностью до 2м и протяженностью десятки метров. Возраст лампроитов (1818-1870 млн.лет) совпадает с возрастом бнотитовых пироксенитов массива. Порода состоит из оливина (Fo90), диопсида и флогопита и акцессорных Сг-магнетита, апатита и циркона.По химическому составу дайки относятся к оливиновому лампроиту с содержанием MgO-до 33° о. Концентрации Cr,Ni,Ba u Sr в них отвечают лампронтовым уровням.

На Центральном Алдане лампроиты обнаружены почти во всех крупных массивах K-щелочных пород, а так же в северной части Центрального Алдана в виде отдельных дпатрем в Хатастырском поле п трубке Кайла.

Лампроитовые породы Якокутского, Рябинового, Инаглипского и Юх-тинского массивов и тру бки Кайла довольно детально описаны в работе

(Лампроиты, 1991), поэтому мы их коснемся кратко. Они представляют из себя дайки и силлы, а трубка Кайла - диатрему. Состоят они из вкрапленников оливина, диопсида и слюды, а в основной массе те же минералы и калишпат, содержание которого более 50%. Акцессорные минералы -магнетит, апатит, хромшпннелиды и циркон. В расплавных включениях в пироксене обнаружен лейцит, поэтому, возможно, что калишпат заместил первичный лейцит. При раскристаллизации крупных даек в их центральных частях исчезает оливин и лампроиты переходят в слюдистые шонкиниты. По химическому составу лампроиты Центрального Алдана относятся к миаскитовой ветви. Кроме описанных лампроитов (Лампроиты 1991) нами обнаружены породы этой серии в следующих массивах.

В Толшотском массиве среди потоков эффузивов западной части встречается пироксен-слюдисто-псевдолейцитовые лампроиты, часто сильно измененные. Акцессорные минералы: Сг-магнетит, апатит, циркон.

В Ыплымахском массиве и на р. М. Юхта обнаружены дайки лампроитов, состоящие из вкрапленников оливина, пироксена, псевдолейцита и основной массы, сложенной пироксеном, апатитом, калишпатом и магнетитом.

Лампроиты, образующие диатремовые структуры известны на Алдане в трубке Кайла и Тобук-Хатастырском поле.

Породы диатрем Хатастырского поля сильно карбонатизированны, особенно их основная масса, поэтому часто трудно восстановить первич-н\то пород}'. Среди ранних вкрапленников диопсида и слюды очень большое количество ксеногенного материала. В керне скважины 97 из трубки 46 нами обнаружено большое количество мелких ксенолитов лей-цитовых лампроитов, состоящих из довольно крупных агрегатов псевдолейцита, между зернами которых располагается мелкий диопсид и слюда. Этот факт подтверждает правильность отнесения диатрем Хатастырского поля к лампроитам, которые ранее относились к кимберлитам. В брек-чевидных лампроитах трубки Кайла нами встречены ксенолиты В1-пироксенигов и глубинных гранатовых лерцолитов.

Билибинский массив находится на границе Центрального и Восточного Алдана. Породы лампроитовой группы входят в расслоенную серию К-ультраосновных пород. К ним можно отнести т.н. "миссуриты", состоящие из оливина (Ро-92), Сг-диопсида, сшоды и лейцита с акцессорным хромитом и апатитом. Другим интрузивным аналогом лампроитов там являются лейцитовые фергуситы, состоящие из Сг-диопсида, слюды, псевдолейцита и санидина. По химическим, геохимическим и минералогическим параметрам эти породы отвечают семейству лампроитов, и являются их интрузивными аналогами.

В Копдерском массиве лампроиты слагают небольшие дайки (до 1м мощностью) секущие дуниты. Они состоят из оливина (10-20° о), Сг-

диопсида (20-30%), флогопита (30-50%), хромита и Сг-магнетита (51? о), измененного стекла (5%). При поздних процессах флогопит превращен в вермикулит с выносом К из породы.

Как видно из петрохимических диаграмм двойных и тройных корреляций элементов породы лампроитовой серии образуют единый тренд составов с породами К-щелочных комплексов, что свидетельствует о го-модромности всех пород массивов (рис.5,11). В Мурунском и Билибин-ском массивах кроме жильных лампроитов встречены интрузивные лам-проиты, которые являются составной частью ранних расслоенных интрузивных фаз. Данные возраста лампроитов и массивов щелочных пород, в которых они встречены -одинаковые. Спектры ТЯ из различных пород комплекса и их лампроитов имею единые тенденции поведения редкоземельных элементов,что свидетельствуют о их генетическом родстве

Геохимия изотопов Бг, N(1, РЬ подтверждает, что лампроиты Алдана и К-щелочные комплексы имеют единые источники происхождения.

Из рис.12 и табл.4 и 5 видно, что все лампроиты Алдана имеют близкие уровни концентраций редких элементов.

Все эти данные свидетельствует о родстве лампроитов Алдана и их генетической связи с массивами К-щелочных комплексов.

Таблица 2

Содержания редких элементов (в г/т) в породах Билибинского и Мурунского массивов.

NN 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26

Сг 2200 920 1200 310 140 43 24 9 260 500 120 76 3 3 7 20 78 3 12 40 3 5 3 1 3 1

N1 1200 450 820 150 120 18 43 30 190 130 90 63 10 4 55 10 100 14 30 19 6 3 10 4 10 44

Со 75 90 84 40 33 13 . 5 3 40 30 35 39 7 7 7 15 37 5 7 2 2 1 5 8 5 18

V 27 280 50 37 120 82 39 21 500 290 190 300 90 120 990 410 390 660 1100 1000 380 100 240 210 250 740

Бс 13 86 46 51 24 9 4 19 20 18 16 20 4 4 2 7 22 2 1 2 2 1 1 1 1 1

Эп 1 2 1 1 1 3 2 2 7 8 5 6 6 4 7 5 6 15 51 12 14 27 1 1 2 1

РЬ 3 1 3 1 2 26 45 32 220 12 20 11 10 11 150 140 8 1100 320 830 300 89 390 28 400 10400

1п 40 100 46 17 3 60 50 39 160 200 87 210 95 60 37 100 320 550 80 54 30 28 270 112 54 190

Си 11 14 15 7 85 30 11 24 200 70 130 300 12 48 12 82 220 50 49 170 10 170 58 15 80 270

N6 1 3 5 8 10 8 11 12 70 20 10 16 10 20 50 10 50 160 60 48 21 10 100 80 330 430

2г 24 91 45 19 50 250 160 110 285 200 440 390 290 110 160 360 490 4420 255 500 105 300 400 280 870 980

У 1 8 4 3 2 5 1 23 17 10 12 1 9 10 18 50 4 26 34 120 20 8 160 16 23

ТР! 64 586 280 332 171 322 217 141 222 170 150 292 20 126 100 160 376 264 250 883 1000 1100 160 4600 490 3640

Описание проб в табл. I

200 100

5083 1000

100 10 1

.01

Рис.12 Спектр TR и вариации редких элементов из лампроптовАддана,нормированные по хондриту.

_i—|—I—1_

~1—I—I—i—I—I_I_

—I—t—I—1_

■ it!

Так как лампроиты Алдана генетически неразрывны с К-щелочными комплексами, дискутировался вопрос, являются ли они лампроитами.На петрохимических диаграммах (рис.13) приводятся парные корреляции петрогенных элементов лампроитов Алдана и типичных лампроитов ми-раАвстралииских, Испанских и США (Лейцит-Хиллс).Как видно из диаграмм, и те и другие лампроиты имеют близкие тренды составов петрогенных и редких элементов и уровни содержания этих элементов. Отмечаются одинаковые тенденции изменения составов пород в процессе дифференциации от ранних оливиновых к поздним лейцитовым и калишпа-товым разновидностям для лампроитов Алдана и мира.

Автор в 1993 году совместно с проф. Р.Митчеллом (Канада) изучал лампроиты Лейцит-Хиллс и Монтаны. Лампроиты Сев.Америки четвертичного возраста и поэтом} магматизм этого района еще не проявился в полной мере,или мало вскрыт эррозионными процессами. Тем не менее можно отметить некоторые тенденции их сходства с К-магматизмом Алдана. В лампронтах Лейцит Хиллс нет ранних оливиновых разновидностей и дифференциация начинается с мадупитов. Мадупиты по химическом} и минеральном}' составу являются вулканическими аналогами ВЬ пироксенитов. Дайки лампроитов района Хейвуд так же, как и Алданские связаны с К-вулкано-плутоническим комплексом, частями которого являются миссуриты и шонкиниты (Шонкин-Саг). Только эррозионный срез там таков, что преобладают эффузивные породы над интрузивными. Тренд составов пород от ранних к поздним в лампроитовых комплексах Сев .Америки так же близок к Алданским лампроитам. Минеральный состав пород и химический состав минералов идентичны, а их вариации находятся в пределах составов лампроитового семейства. Для обоих групп характерна определенная геохимическая и минералогическая специфика - высокие концентрации K,Mg, Ва,5г,Сг,№, низкие А1,Ма и пониженные по сравнению с лампроитами Австралии содержания Т^М^ТЯ. Минералогическая специфика выражается в отсутствии в них плагиоклаза и нефелина, вместо которых кристаллиз}тотся калиевые аналоги- каль-силит и калишпат, а так же встречаются характерные акцессорные минералы: вадеит, К-батисит, хромит, прайдерит, даванит. Изучение рас-плавных включений и остаточных расплавов в лампронтах Алдана, проведенных Л.И.Паниной и В.В. Шарыгиным на материалах автора, показывают, что лампроиты Алдана отличаются от лампроитов Австралии и похожи на лампроиты Испании и Лейцит-Хиллс. Выявленные же специфические особенности лампроитов Алдана объясняются их генетической связью с К-щелочными комплексами. По изотопным характеристикам Ш, Бг, РЬ поля лампроитов Алдана и Сев Америки перекрываются и они попадают в поле обогащенной мантии ЕМ-1 (рис. 33,34).Как видно из всего сказанного лампроиты Алдана по всем диагностическим признакам отвечают породам лампроитовой серии и больше всего похожи на лампроиты Северной Америки.

•.■.'■Äi.'l-8'*^

....... . . ! , .......

12 и' I« F

■ Г .->", .

v< • ° ^

vi.. if/.

■i.^l.^J.l.i.l.L.^.I-..^. 1—t.l—

¡5 :t iS )l »

— ь |

X« 1 0 &

,4»

J»' *. ■

" Ol

1*0, 'f

J-

■ > *

D1|2 ab4i!i( 07 li.l All А M SD „ "

Рис. 13 Парные корреляции породообразующих элементов в лампроитах (Ь) Австралии, США и Испании (по данным Джейке и др. 1989 и Mitchell,Ber-gman 1991) и (а)Алдана.Массивы: 1 -Билибинский, 2-Мурун, З-Рябиновый, 4-Якокуг, 5-Кондер, 6-Ыллымах, 7-Хатыстыр,8-Кайла, 9-Инагли, 10-Томмот

1 ■ ■

I I ! . , Г

3—1—'—'—--1

' А120Э

■

Третье защищаемое положение.

Одним из конечных магматических дифференциатов К-щелочной серии пород ареала являются агпаитовые щелочные гранитьиПо геохимическим параметрам эти граниты отличаются от палингенных щелочных гранитов и редкометальных плюмазитовых гранитов, а имешю, более высокими уровнями концентраций сидерофильныхСг,Ш,Со,Ва,8г,Си низкими содержаниями литофичьных (гранитофтьных) элементов Ы, ЛЬ, а глав-нып флюидным компонентом их дифференциации является не Г, а С02.

Щелочные породы гранитного ряда широко представлены в ареале магматизма Монголо-Охотской зоны. Существует латеральная зональность ареала щелочногранитного магматизма.В Южном крыле (рис.1) развиты отдельные интрузии , которые сложены только щелочными гранитами. В Зап.части Северного крыла это нордмаркит-щелочногранит-ные массивы, переходящие в Прихубсугулье в сиенит-щелочногранитные интрузии. В Центральной и Восточной частях Северного крыла в Сев. Прибайкалье щелочные граниты являются дифференциатами нефелин-сиенитовых и лейцит-нефелин-сиенитовых комплексов (м.Сынныр и м. Бурпала) и в Алданской части провинции щелочные граниты - заключительная фаза магматической деятельности сложных ультраосновных-щелочных комплексов. Различное происхождение щелочных магм ареала нашло свое отражение в минералого-геохимической специфике и рудо-носности массивов разных частей ареала.

Щелочные граниты Южного крыла входят в единую магматическую зональность гранитного магматизма Монголо-Охотского ареала (Коваленко, 1977). Граниты, с которыми связаны в Монголии редкометальные Ta-Nb, Zr,TR,Li месторождения, разделяются на щелочные агпаитовые и субщелочные плюмазитовые граниты (Коваленко, 1977; Владыкин, 1983). В связи с тем, что в 60-тые годы первооткрыватели месторождений (A.A. Беус и др.) считали эти объекты продуктом метасоматических процессов, связанных с гранитными магмами, два этих редкометальных типа почти не разделялись. Работами 70-80 годов многими исследователями в Монголии и Забайкалье был доказан магматический генезис редкометальных рудогенерирующих гранитных массивов.По геохимической специализации эти массивы были разделены на агпаитовые щелочные граниты с Zr,Nb,TR-минерализацией и плюмазитовые (литий-фтористые) субщелочные граниты с Nb,Ta,Li,Sn,F минерализацией и обнаружены вулканические аналоги для агпаитовых гранитовкомендиты и пантеллериты, и для плюмазитовых гранитов- онгониты.Во всех этих работах автор принимал непосредственное участие. Так как в петрохимическом и геохимическом аспекте эти два типа гранитов отличаются незначительно, нами разработаны минералог.о-геохимические критерии разделения этих типов гранитоидов по химическому составу и геохимии породообразующих минералов и парагенезисам акцессорных минералов (Владыкин 1983).На рис.14 отображены уровни концентраций редких элементов в трех типах гранитов, нормированные по кларку в гранитах (Виноградов 1962) а на рис.15 их минеральная реализация в виде акцессорных фаз.Как видно из рис.15 близкие повышенные концентрации Nb,Zr,TR,Li и др. реализуются в совершенно разных парагенезисах акцессорных минералов. Кроме кварца и полевых шпатов породообразующими минералами в плюмазитовых гранитах являются литиевые слюды лепндолит-сидерофиллитового ряда, а в агпаитовых гранитах- это щелочные амфиболы: арфведсонит,

■ 1 02 93 «4 Д5 А Б Т7

Рис.14 Вариации спектра редких элементов в гранитах различных геохимических типов. 1-граниты из различных массивов щелочных комплексов Алдана. Щелочные граниты Монголии: 2-катофо-ритовые грани-ты;Хан-Богдинский массив - 3-арфедсонитовые граниты главной фазы,4-жильные экериты и пегматиты. Плюмазивные субщелочные граниты:5-В1-граниты главной фазы,

6-амазонлтовые граниты,

7-онгониты.

и X I ГО 56 О, О Ч О

ПЛЮМАЗИТОВЫЕ СУБЩЕЛОЧНЫЕ ГРАНИТЫ

Бп

+ 1-

О —

-1 —

о ■& ч -

ч о и

П Щ

Ш>

5 Э§

С ч

X 5 С а ч

Ве

0 ч

01 ч

X Н

а г

те

Ъх

гг <0 X

о X

X Ч о о х я а ^

2 С Я" 01

ш №

о Х Р. 5 3

а о

о н а з

5 Ч

С о - «

ь к

5 С

Ю О

Я ч

ч о

а:

Та

«Э X

ч н

О 5 X Ч - О

о. ч

О 2

ч с

X 4) О Ч

г с

■+1

-1 -

н I-

5 X §§

О 5 Ч в-

ш о

о а

•& и

а и

г) <о

з с

я ч

о 5

Э о

ш а

о- £

СО к

6н

с в X о а ь о я

я х =

о 5

о 3 чй

5? г

со ¡-•&«

о, со

11Ь

в ^

О I

а х

н о

о о

ю ч

•> о

ж ■&

а) а

■& в о

ш -•В-

Ве

та

Бп

ГЙ

К а, 0) ч о о

я м X

5 Н

и 2 | ч -- ч

> -е н о х а

я о с (в л

ч о

а «

х ч

X (О X I ч •н Ч Н X

н о х а ч н х и с « л

х а в л о -й X Н X

о о. о

ыъ

Ъх

АГПАИТОВЫЕ ЩЕЛОЧНЫЕ ГРАНИТЫ

£ ё ° я ^Г о

£ о

X С!

Ч а?

ч »

■©• в, О ее

а -

Ь X о я

10 В.

-1

— о

Та

■+1

Рис. 15 Степень концентрации редких элементов (как ^ отношения содержания элемента к его кларку в гранитах) и их минералы-носители в агпаитовых и шпомазитовых гранитах.

рибекит и катофорит и пироксен - эгирин. Некоторые аспекты этой проблемы будут подробно рассмотрены в следующем разделе.

Главный редкометальный парагенезис акцессорных минералов для плюмазитовых гранитов - топаз(флюорит)+колумбит+монацит+циркон, а для агпаитовых гранитов эльпидит(циркон)+синхизит+сфен+силикаты МЬ.Т^ТЯ^г.

Дайки: 1-микросиениты, монцониты, 2-щелочные граннт-порфиры, 3-паителлериты, 4-эги-рнновые граниты, 5-экериты, пегматиты, б-арфедсонитовые граниты главной фазы, 7-биоти-товые граниты, 8-вулканнты кровли,9-разломы.

Хан-Богдинский массив.

Эталонным примером агпантовых щелочных гранитов является Хан-Богдинскин массив (Владыкин и др. 1981).Массив расположен в Ю.Гоби, он верхнепалеозойского возраста (280-320 млнлет), площадь его более 1000 км2. Массив имеет кольцевое строение (рис.16), которое хорошо дешифрируется на космических снимках территории.По геофизическим данным массив продолжается на глу бину не менее 5 км. Массив сложен моношпатовыми арфведсонитовыми щелочными агпаитовыми гранитами . В районе провесов кровли массива и по кольцевым и радиальным разломам внедрялись многочисленные тела рудоносных жильных арфвед-соннт-эгприновых агпантовых щелочных гранитов и пегматитов с кон-

центрированной Zr.TR.Ti и ЫЬ минерализацией. Здесь нами обнаружено около 50 рсдкометадьпых минералов, среди них открыты новые минералы: кальциевый цирконосиликат- армсгронгит, силикат ниобия- монго-лит и кальциево-ниобиевый силикат и целая группа новых аморфизиро-ванных водных силикатов Zr,TR,Nb,Ti.Одним из породообразующих минералов гранитов и пегматитов является Иа-Са цирконосиликат- эльпи-дит. Его содержания в этих породах доходит до 20%, при концентрации Zr02 в породе до 5-7° о. Эльпидит в щелочных гранитах Хан-Богдо выполняет такую же роль, как эвдиалит в сиенитах Ловозерского массива. На массиве выделено 12 рудных зон, которые сложены как отдельными дайками и жилами редкометальных щелочных гранитов и пегматитов, так и совместными расслоенными телами, с переслаивающимися участками мелкозернистых гранитов, крупнозернистых пегматитов, а так же меланократовыми и лейкократовыми полосами.Наглядным примером подобных тел является дайка Северного участка. Мощность дайки 26м, протяженность около 1км. Она прорывает граниты главной фазы и вмещающие породы под углом 60-70. Состоит дайка из переслаивающихся полос, размером от 20 см до 1м. Полосы крупно- и мелкозернистые, леп-ко- и меланократовые. Состоит порода из кварца, микроклина, альбита, арфведсонита, эгнрина, эльпидита и распавшегося желтого Т1-силиката,-Проведенное В.Б.Наумовым исследование расплавных включений показало, что гранитные и пегматитовые полосы кристаллизовались из магматического расплава при 1=700-750гр.С. Важным генетическим аспектом является находка нескольких жильных тел микросиеннтов и мезомонцо-нитов, которые возможно вынесены из более глубинных частей массива. В районе Ю-3 контакта массива обнаружены потоки лав комендитов -эффузивных аналогов щелочных гранитов Хан -Богдинского массива, которые образуют единый (без перерыва) стратиграфический разрез со щелочными базальтами. Этот факт интерпретируется в пользу их генетического родства.

Для Алданской части ареала генетическая связь щелочных гранитов с более ранними К-щелочно-ультраосновными и щелочно-базальтоидными магмами имеет еще более веские подтверждения.Как было показано выше (рис.2-5) в эталонных объектах, Мурунском и Билибинском массивах, кварцевые сиениты и щелочные граниты являются конечными магматическими дифференциатамн полной К-серии пород. В зависимости от интенсивности тектонических движений и газово-фшоидной насыщенности конечной магмы во время дифференциации и кристаллизации массивов отделение гранитной составляющей происходит по-разному. В спокойной тектонической обстановке и при незначительном накоплении флюидов, как это было в Билибинском массиве, щелочные и субщелочные граниты образуются при постепенной кристаллизации магмы, образующей фациальный ряд: шонкиниты->сиениты->кварцевые сиениты->щелочные граниты->субщелочные граниты. При интенсивных тектонических двн-

жениях и значительном накоплении С02 и Н20, отделение щелочных гранитов происходит в виде даек, штоков и сншгкатно-карбонатного расплава-флюида (чаропт-карбонатнтовып комплекс), основная силикатная часть которого состоит из кварца, калишпата и пироксена и отвечает щелочному граниту. Кроме этих двух эталонных массивов кварцевые сиениты и щелочные граниты имеются почти во всех щелочных массивах Алданской части ареала, хотя объем их выделений в различных массивах разный.

Они имеются в Сакунском, Хаиинском и Мурунском массивах Зап. Алдана; Ыллыиахском, Томпотском,Инагли,Рябиновом,Юхтинском массивах Центр. Алдана; в Билибинском и Копдерском массиваВост.Алдана.

В процессе магматической дифференциации при кристаллизации магм в этих массивах идет уменьшение магнезмалыюсти, увеличение кремне-кислотности, щелочности (суммы щелочей) и постепенное увеличение аг-паитности. В случаях, когда к моменту кристаллизации гранитного остатка коэффициент агпаитности (к.а.) более,чем I, то кристаллизуются щелочные граниты, а если не достиг 1, то образуются субщелочные граниты. На примере Мурунского и Ыллымахского массивов, где объемы щелочных гранитов значительны, наблюдается магматическая зональность дифференциации щелочногранитного остатка. Количество щелочей и алюминия постепенно уменьшается, а кремнекислоты увеличивается до 88° о в магматическом щелочном граните. Среди гранитов, являющихся остаточными дифференциатами ультращелочного комплекса Алдана наблюдаются два типа образований. Первые - с почти равными соотношениями К и № и вторые- с резким преобладанием К. Во всех изученных массивах Алдана на петрохнмнческих диаграммах парных и тройных корреляции петр о генных и некоторых редких элементов наблюдаются единые тренды составов пород от биотитовых пироксеннтов до гранитов, что подтверждает гомодромность пород комплекса и генетическую принадлежность гранитных образований к этим комплек-сам(рис.4,5,6).

Анализ спектров редкоземельных элементов щелочных массивов Алдана также подтверждает единство всей серии пород, что выражается в одинаковом наклоне кривых, нормированных по хондрнту для пород из единых массивов. Наблюдается фракционирование Ей,которое наиболее выражено в гранитных породах комплекса, что подтверждает происхождение гранитов в результате кристаллизационной дифференциации пород комплекса.В породах Билнбинского массива, несмотря на широкий химический спектр дифференцированных пород (от ультраосновных до гранитов), процесс дифференциации был одноактным с постепенными переходами одной породы в другую и проходил, вероятно, в незначительном промежутке времени. Этим можно объяснить отсутствие значительного накопления редких земель от ранних пород к поздним и их уровни концентраций в гранитах близки к таковым в сиенитах и шонкн-

нитах. Этим же объясняются аномально высокие содержания MgO в слюдах гранитов (18%). По концентрации редких элементов граниты-производные ультращелочных комплексов отличаются от гранитов ко-рового происхождения. Как видно из рис.14 вариации спектра редких элементов в гранитах щелочных комплексов Алдана однотипные с некоторой разницей в уровнях концентраций редких элементов. Разница в уровнях, вероятно, связана с разной глубиной дифференциации вещества в различных массивах. Спектр редких элементов алданских гранитов значительно отличается от спектра агпаитовых и плюмазитовых гранитов Монголии. В первых наблюдаются довольно значительные для гранитов концентрации Cr,Ni,Co,V,Ba,Sr,Cu и довольно низкие содержания литофильных (гранитофильных) элементов:ЫДЬ, Cs,Zn,Sn,F (рис.14). Фтор был изначально низким в первичной магме. Главным летучим компонентом в породах ультращелочных комплексов являлось С02. Его накопление к концу процесса приводит к отделению силикатно-карбонатного расплава, силикатная часть которого близка к сиенитам (м.Хани) или гранитам (м.Мурун).

Четвертое защищаемое положение.

Другим конечным дифференциатом К-серии являются карбонатиты. В отличии от карбонатитов Na-cepuu для них более характерны рудные проявления TR,Ba,Sr,F. Совместно с чисто калъцитовыми карбонатитами образуются TR-апатитовые породы, TR-кальцит-флюоритовые карбонати-ты, Ba-Sr "бенстонитовые " карбонатиты и не характерны доломитовые и анкеритовые их разновидности. Отделяются карбонатиты К-серии от силикатной магмы в более поздний период дифференциации на стадии кристаллизации сиенитов и щелочных гранитов.

Карбонатиты распространены в разных участках ареала магматизма (рис. 1). В Зап. части Южного крыла-это Южно-Гобийская карбонатито-вая провинция (м. Мушутай-Худук, Баян-Хушу, Улугей и Лугингол) и в Северном крыле: Южное Прибайкалье - м.Жидой, Зап.Алдан -м.Мурун и Хани, Вост.Алдан- м.Арбарастах и Ингили.

По химическому составу и наличию летучих компонентов (флюидных модификаторов) во всех родственных с карбонатитами породах мы разделяем эти карбонатитовые проявления на три типа:

I. Силикатно-карбонатный с флюидными модификаторами С02, Н20, Н, F;(k этому типу относятся проявления Муруна и Хани).

II. Фосфатно-карбонатный с флюидными модификаторами С02, P,F,S03. ( Мушугай-Худук,Баян-Хушу и в меньшей мере Улугей и Арбара-стах).

Ш.Карбонатный-с флюидными модификаторами С02 (F, Р). (Лугингол, Жидой, Ингили).

В связи с тем, что карбонатиты связаны с К-ультраосновным-щелочным комплексом, где преобладают К-щелочные породы, по минеральным парагенезисам и рудоносности карбонатиты отличаются от типичных №ькомплексов Кольского типа. Одной из существенных особенностей карбонатитов этой группы является их породообразующий каль-цитовый состав, к которому добавляется в некоторых объектах флюорит и карбонаты или сульфаты Ва и Бг т.н. "бенстонит", целестин и барит и почти полное отсутствие характерных для Иа-комплексов доломитовых, анкеритовых и сидеритовых карбонатитов. Наиболее детально нами изучались карбонатиты Муруна и Южно-Гобийской провинции. Для других карбонатитовых проявлений приведем краткое перечисление минерального состава и ассоциацию пород с которыми они связаны.(Расположение массивов на рис.1).

Массив Хани (выход Укдуска). Главная фаза- биотитовые пироксениты с апатитовой минерализацией. Жильные породы - шонкиниты, меласие-ниты, лейкосиениты,граниты. Известны дайки оливиновых лампроитов. Карбонатиты вскрыты в коренном обнажении в виде вертикальной дайки мощностью 5м, которая сечет ВЬпироксениты. Дайка состоит из полос состава пироксен-калишпатового сиенита и карбонатита. Состав карбо-натита: кальцит, апатит, пироксен,Тьгранат и акцессорный циркон, ор-тит(?), монацит. Еще встречено несколько даек карбонатитов малой мощности 0.3-1м в керне различных скважин в биотитовых пироксенитах.

Массив Жидой. Ассоциация пород: пироксениты, ийолиты, нефелиновые сиениты, щелочные сиениты. Известны две дайки чисто кальцитовых карбонатитов с апатитом, мощностью 0.5м. Автором обнаружены в керне скважин мелкие прожилки Бг- карбонатита.

Массив Арбарастах. Ассоциации пород: пироксениты, Вьпироксени-ты, биотитизнрованные и карбонатизированные пироксениты; дайки ийолитов, канкринитовых сиенитов, тингуаитов, пуласкитов, сиенит-порфиров и щелочных пикритов. 20° о площади массива занимают многочисленные кольцевые дайки карбонатитов. В центре массива крупная кольцевая дайка кальцит-апатит-магнетитовых пород. Карбонатиты кальцитовьге. В карбонатитах кроме кальцита присутствует щелочной амфибол, щелочной пироксен, слюда, хондродит, канкринит, нефелин, альбит, калишпат, апатит, магнетит. Акцессорные минералы представлены пирохлором, бадделиитом, цирконолитом, бетафитом, циртолитом, сфеном, перовскитом.

Массив Ингили. Сложен преимущественно меланократовыми амфибо-ловыми породами с участками амфибол-пироксенитовых пород. В центральной части массива в керне скважин автором обнаружено большое тело ВЬппроксенитов, мощностью не менее 500м. Имеются дайки и пластовые тела ийолитов, нефелиновых сиенитов, щелочных сиенитов и тингуаитов.Карбонатиты образуют дайковые тела, мощностью до 30м. Состав карбонатитов: кальцит, слюда, субщелочной амфибол, апатит, маг-

нетит. Акцессорные минералы: циркон, сфен, пирохлор, сульфиды. За пределами массива обнаружено несколько десятков мелких трубок ким-берлнтоподобных пород - ингшштав.

Массив Лупшгол. Обнаружен автором совместно с В.И. Коваленко и др. в 1970 году в Гоби. Массив сложен псевдолейцнтовыми и нефелиновыми сиенитами с крупным ксенолитом калишпатовых пироксенитов. Жильные кольцевые н радиальные да ¡пси представлены псевдолейцнтовыми порфировидными сиенитами, нефелиновыми сиенитами, пуласки-тами, сиенит порфирами, тингуаитами. Все породы секутся липарнтовой дайкой. Карбонатиты слагают серию даек, мощностью до 1-2 м, залегающих в массиве и вмещающих породах. Они сложены в основном кальцитом, со слюдой, апатитом, флюоритом. Акцессорные минералы: бастнезит, синхизит, рутил, циркон, сульфиды. В некоторых жилах содержание бастнезита достигает 20° о, чем они приближаются к рудам Ба-юнь-Обо (КНР), которые находятся в 100 км южнее Лу гингола.

Массив Улугей. Массив сложен мезосиенитами, трахитами и монцо-нитами, кварцевыми сиенитами, сиенит-порфирами и микросиенитами. В цент])с массива встречено тело апатит-магнетитовых пород, секущееся карбонатитом. Карбонатиты представлены брекчевидным телом, сложенным обломками кварцевых сиенитов, сцементированных кальцито-вым карбонатитом и многочисленной серией мелких жильных тел карбо-натитов в пределах кварцевых сиенит-порфиров. Карбонатиты сложены кальцитом, апатитом, редко слюдон.Акцессорные минералы: магнетит, сульфиды, циркон, сфен, целестин.

Массив Баян-Хушу. Сложен сиенитами, трахитами, трахилипаритами. Карбонатиты встречаются в трахитах и сиенитах в виде серии мелких жил, мощностью до 1 м. Кроме карбонатитов известны барит-флюорит-кварцевые жилы, флогопит-апатнт-магнетитовые жилы и брекчия вмещающих пород, сцементированная целестином. Карбонатиты кальцито-вые с флюоритом, баритом, целестином и кварцем. В центральной части жил некоторые карбонатиты переходят в барит-флюорит-кварцевые жилы. В экзоконтактовой части массива встречено тело карбонатитовых туфов, состоящих из кальцита и туфового материала. Акцессорные минералы карбонатитов: флогопит, целестин, барит, циркон, бастнезит, сульфиды.

В 10 км к востоку от массива Баян-Хушу известен небольшой массив Цогт-Обо. Массив сложен субщелочными сиенитами, кварцевыми сиенитами и лейкомонцонитами. Карбонатиты существенно кальцитового состава образуют серию маломощных жил в южной части массива в сиенитах и вмещающих породах.

Массив Мушуган-Худук. Наиболее значительные проявления пород карбонатитового комплекса выявлены в 1975 году группой исследователей Советско-Монгольской экспедиции В.И.Коваленко, .С.Самойловым, В.А. Баскинон, И.К.Волчанской, автором и другими в районе колодца

Мушутаи-Худук в Ю. Гоби. На площади в десятки квадратных километров расположены покровы и вулканические центры щелочных вулканитов К-серии, несколько штоков щелочных и нефелиновых сиенитов, вулканические аппараты, заполненные полевошпатовой брёкчией, секущиеся множественными дайками карбонатитов, а также штоками и дайками апатпт-магнетитовых пород. Щелочные эффузивы представлены лавами, туфолавами, лавобрекчиями меланефелинитов - мелалейцититов, щелочных трахитов и в зап. части провинции трахириодацитов, латитов, липаритов. Наиболее поздние вулканиты - четвертичные щелочные базальты. Небольшие штоки (возможно корневые части вулканов) сложены щелочными и кварцевыми сиенитами, нефелиновыми сиенитами, тералитами. На площади закартировано более двух сотен даек карбонатитов. Мощность их от 0.2 до 1 м и протяженность от 20 м до 2 км. Кроме кальцито-вых карбонатитов встречаются жилы целестин-флюорит-кальцитовых и кальцит-целестин-флюорит-кварцевых пород. К породам карбонатнто-вого комплекса отнесены также шток мономинеральных апатитовых пород с магнетитовым ядром, жилы магнетит-целестин-апатитовых пород, жильные брекчии флюорит-целестин-магнетит- апатитовых пород. Кар-бонатиты слагают как отдельные дайковые тела с вертикальными контактами, секущие все породы комплекса и вмещающие породы, так и штокверковые зоны полевошпатовых брекчий, сцементированных кар-бонатитовым материалом в пределах жерловых фаций кольцевых структур. По минеральному составу карбонатиты кальцитовые и кальцит-фгаооритовые. Встречена одна дайка доломит-кальцитовых карбонатитов со сферолитовой структурой и одна калишпат-флюорит-кальцитовых карбонатитов. Во всех карбонатитах в небольших количествах встречается кварц, иногда в виде секущих прожилков. Характерной особенностью карбонатитов Мушугай-Худук является их равномернозернистое, мелкозернистое до микрозернистого строение. Из акцессорных минералов присутствют целестин, барит, апатит, монацит, бастнезит.В районе развития щелочных игнимбритов и трахитовых туфолав автором обнаружен слой карбонатитовых туфов, которые залегают среди липарито-вых стекол и стекловатых трахитов. Мощность слоя 2 м, протяженность 30 м, падение под углом 40 градусов.Карбонатитовые туфы сложены обломками пелитовых силикатно-карбонатных пород, сцементированы кальцитом и кварцем с дендритами магнетита. Порода содержит до 20% первичного церрусита (до 17° о РЬО в породе), размер прозрачных розоватых выделений которого доходит до 3-5 мм. В некоторых местах слой карбонатитовых туфов сечется мелкими жилками очень микрозернистого флюорпт-барит-кальцнтового карбонатита.

Мурунскн» .массив. Карбонатитовые проявления на Мурунском массиве относится к I типу силикатно-карбонатных пород. Крупное тело полосчатых силикатно-карбонатных пород карбонатит-чароитового комплекса, площадью 10 км2, прослеженное на глубину 500 м, прпуроче-

но к Юго-Восточному эндоконтакту Маломурунского плутона. Это тело имеет ннгру зивный резкий контакт под углом 60 градусов с вмещающими горизонтально залегающими кварцевыми песчаниками , с мелкими апофизами по слоистости песчаников (обнажение "Коренной"). В породах чароит-карбонатитового комплекса встречаются измененные ксенолиты даек рихтеритовых лампроитов, сиенит-порфиров и псевдолейцито-вых сиенитов. Доломитовая кровля массива (участок "Иркутский") под действием флюидных эмонаций комплекса превращена в кальцит-К-рихтерит-тетраферрифлогопитовые породы, которые одни исследователи считают скарноидами, а другие относят так же к карбонатитовому комплекс}'. Силикатно-карбонатный комплекс пород представляет собой расслоенную полосчатую ассоциацию лейко- и меланократовых, крупно-и мелко- до мнкрозернистых пород, сложенную в основном следующими разновидностями: 1) микрокалишпатнтами, 2) существенно пироксе-новыми породами, 3) микроклин-пироксеновыми породами со всеми переходами от первого ко второму, 4) кварц-кальцит-пироксен-калишпатовыми породами. В этой разновидности пород в виде линз и жильных тел обосабливаются: 5) кальцитовые и "бенстонитовые" карбо-натиты, 6) чароиговые породы, 7) графические кварц-кальцитовые кар-бонатиты. Наибольшим распостранением пользуются породы 4 и 3 фации. Между всеми разновидностями пород существуют и породы промежуточного состава. Количество кальцита в 4 фации пород варьирует от 5 до 30° о. Так же наблюдаются промежуточные породы между кальцнто-вымп карбонатитамн и чароитовыми породами. Породы комплекса рассечены многочисленными тектоническими нару шениями с перемещением отдельных блоков, по которым проявлена более поздняя гидротермальная минерализация. Естественно, что в породах комплекса встречаются и многочисленные ксенолиты феннтизированных вмещающих пород, которые порой трудно отличить от пород комплекса.

Среди пород раслоенного силикатно-карбонатного комплекса выделено 5 разновидности карбонатитов (в породах,где карбоната более 50° о).

1)"Бенстонитовые" карбонатиты. Бенстоннт мы берем в кавычки, т.к. в настоящее время-он представляет из себя псевдобенстоннт (как псевдолейцит), распавшийся на несколько карбонатных фаз. Большое тело карбонатитов этого состава расположено на участке "Южный". Мощность тела 30 м (скв.2,3), прнкровлевые калишпат-пироксеновые породы рассечены многочисленными карбонатнговыми прожилками и пропитаны карбонатитом. Карбонатиты состоят из "бенстонита", пироксена (состава: 50% эгирина, 25° о диопсида, 25% геденбергита), калишпата (микроклина), К-рнхтернта и реже кварца. Тело тоже расслоено на лей-кократовые "бенстонит"-калишпатовые и меланократовые пироксеновые полосы. Акцессорные минералы представлены сульфидами, чароитом, сфеном,делиитом.

2) Кальцитовые карбоштиты - наиболее распространенная разновидность. Встречаются в виде шлиров, жил и тел мощностью от 1 до 30 м. Карбонатиты состоят из кальцита, калишпата, пироксена (того же состава, что и в "бенстонитовых" разностях), кварца. Второстепенные и акцессорные минералы: пектолит, тинаксит, чароит, сфен, торит, делиит и сульфиды.

3)Кальцитовые жильные карбонатиты с кварц-"бенстонитовым" сердечником в центральной части. Довольно редко встречаемая разновидность. Образует жильное тело, мощностью 2м и протяженностью 10 м в районе обнажения "Коренной".Тело сечет силикатно-карбонатные породы (фация 4) оно сложено кальцитом калишпатом,тннакситом,пироксеном, кварцем, которые в централльной части сменяются кварц-"бенсто-нитовым" сердечником с кристаламн "бенстонита" до 10 см.

4) Карбонатитовые жилы, состоящие в основном из кварц-кальцито-вой графики. В них из других минералов встречаются пироксен, микроклин, в большом количестве сульфиды, сфен, который иногда образует сфен-кальцитовую графику. Этот тип карбонатитов довольно широко распространен и является наиболее поздним типом, секущим ранние карбонатиты.

Кроме главного тела силикатно-карбонатных пород кальцитовые и бенстоннтовые карбонатиты в виде мелких прожилков и штокверков встречены нами в керне скважин в сиенитах "Андреевского" участка и в сиенитах в районе Мартовской аномалии в СВ части массива, где встречена также глыба чароит-карбонатитовых пород. На "Андреевском" участке встречен так же прожилок кальцитовых карбонатитов с биотитом и магнетитом и калъцит-флюоритовых карбонатитов. На мартовской аномалии обнаружено несколько мелких жил кальцитовых карбонатитов в скв. 4,3 и жил барито-кальцитового карбонатита в скв. 1 на глубине 101м.

5) Пироксен-флогопит-кальцитовые карбоштиты обнаруженны нами в керне скважин 1026 и 1052, в Южном экзоконтакте массива. Карбонатиты состоят из кальцита, пироксена, тетраферрифлогопита и кварца. Акцессорные минералы: коричневый циркон, апатит, ильменит (гейкилит). В отличии от кальцитовых карбонатитов 2 типа, в которых кальцит образует изометричные во всех направлениях зерна, в этом типе карбонатитов кальцит кристаллизуется в виде таблитчатых шестоватых кристаллов, образующих трахитоидность породы. Главным отличием этого типа карбонатитов от предыдущих является присутствие значительных количеств слюды. Мощность выходов этих карбонатитов несколько метров. Тут же встречаются и эрруптивные брекчии сиенитов и вмещающих осадочных пород, сцементированных карбонатитовым материалом.

Геохимическая специфика карбонатитов Монголо-Охотского пояса показана на рис. 18 и 20. Концентрации редких элементов нормированы по кларку в сиенитах (Виноградов 1962).В отличие от карбонатитов Иа-серии в изученных карбонатитах главными рудо образующими элемента

Рис.17 (А)-Вариации спектра редких элементов в карбонатнтах (1), гранитах (2) и лампрои-

тах (3) из К-ультращелочных комплексов Алдана, нормированных по примитивной мантии. (В)-Вариацнп спектра редких элементов в карбонатнтах первого (I),второго (2) и третьего (3) типов. Массивы: 1-2 Муруп (1- кальцнтовые, 2- Ва-Эг "бенстонитовые"), 3- Улугей, Мушу-

гай, 5-Арбарастах, 6- Кокшаровскнй, 7- Ингили, 8- Жидонскин.

ми являются Ва.Бг.ТЯ.РЬ.Р и в меньшей степени ИЬ.У. В изученных карбонатнтах Монголо-Охотского ареала рудоносными являются породы Мурунского массива (Ва,Бг,чароит,РЬ,Си), Мушугайской группы (ТЯ,Р,-Ва ,Бг), Лугингола (ТЯ), Арбарастахского массива (М),Та,Р). Пики кон

1ООВ0

1000 100 10

Рис. 18 Спектры ТЯ в карбонатнтах Мурунского массива, нормированные по хондриту.

центраций в карбонотитах провинции образуют элементы:Ва,5г,РЬ,Ьа, Се,У,Си,У,Р,1ЧЬ и реже Со^п. Наблюдаются вариации концентрации рудных элементов в карбонатитах различного химического и минералогического состава, различные тенденции в преимущественном накоплении одних элементов над другими от более ранних кальцитовых к более поздним флюорнтовым карбонатитам, но общая рудоносная ассоциация . элементов сохраняется для карбонатнтов всей провинции (рис.17). Эта ассоциация элементов характерна именно для К-ветви карбонатитового семейства и диктуется общей геохимической спецификой всего К-магма-тизма, динамикой и РТ-условиями отделения карбонатитовой жидкости от щелочной магмы. Из рис. 17 видно, что несмотря на различия химических составов карбонатитов, гранитов и лампроитов из единых комплексов, общая направленность вариаций спектра редких элементов в них довольно близкая, что диктуется принадлежностью их к единым гомо-дромным комплексам К-щелочно-ультраосновных пород.Также на рис.17 представлены вариации спектра редких элементов для трех типов карбо-натитовых проявлений с различными флюидными модификаторами. Видно, что внутри типов вариации спектров однотипны с некоторыми

изменениями уровней концентрации элементов. Все три выделенных типа имеют довольно индивидуализированные, отличающиеся друг от друга вариации спектров редких элементов.Этот факт свидетельствует о значительной роли разных флюидных модификаторов в поведении редких элементов и их рудной концентрации на поздних стадиях магматизма комплексов. Реализуется геохимическая специфика карбонатитов в разных массивах различными минеральными фазами. Минеральной реализацией рудоносных элементов определяется и правомерность разделения карбонатитов на три типа. При близких концентрациях , например, Ва и Бг в карбонатитах Муруна и Мушугая, в первом образуется Ва-Бг карбонатит "бенстонит", а во втором барит и целестин. Редкие земли в Мушугае накапливаются в апатитовых породах (в апатите до 10% ТИ.), а в Лугинголе в карбонатитах (в бастнезите). На различия в кристаллизации и дифференциации силикатно-карбонатного и фосфатно-карбонатного остатка указывают и спектры редкоземельных элементов (рис. 18,17,28). Проанализировано более 200 спектров ТЯ в карбонатитах ареала. Во всех карбонатитах наблюдается процесс фракционирования европия, однако эффект бывает положительный и отрицательный. Чем более дифференцированные карбонатиты, тем интенсивнее фракционирование европия. В наименее дифференцированных карбонатитах Хани этот эффект выражен наиболее славо. Общий наклон линии нормированных элементов спектра ТЕ близок для всех карбонатитов провинции, что также свидетельствует об общности их происхождения. Проследим поведение ТЯ в карбонатитах Мурунского массива (рис. 18). Для всех 5 типов карбонатитов характерен довольно похожий спектр ТЯ с одинаковым углом наклона спектра.Наибольшая дисперсия уровней концентраций ТЯ характерна для карбонатитов 5 типа. Для них отмечаются наибольшие и наименьшие содержания ТЯ в карбонатитах Муруна.Для всех типов наблюдается фракционирование Ей, но разной интенсивности.

Вопросы происхождения карбонатитов К-серии по данным геохимии изотопов и время отделения от силикатной части комплексов будет рассмотрено в генетической части.

Пятое защищаемое положение.

Определяющим индикатором геохимической тправленности процессов дифференциации, элементами геохимической типизации и критериев рудтй продуктивности являются типохимизм минералов, а именно химические составы породообразующих минералов, концентрации в них редких элементов и парагенезисы редкометальной акцессорной минерализации. Слюды, пироксены, амфиболы и некоторые акцессорные минералы являются главным носителями и концентраторами редких элементов. Химизм минералов и их геохимические особенности отвечают химизму пород, из которых они образовались. Редкометальные парагенезисы 2г-,Т1-,Тк-, М>-минералов об-

разуются в агпаитовых условиях, состав их кремнекислородного радикала коррелируется с кремнекислотностъю породы и закономерно возрастает от ранних щелочпо-ультраосповных к поздним щелочпогранитным породам.

Наиболее информативными в отношении типохимизма минералов в изученных комплексах пород являются сгаоды, амфиболы,пироксены а также акцессорные 2г-,№)-, "П-силикаты

Слюды.

В изу ченных породах Монголо-Охотского ареала состав слюд характеризуется несколькими изоморфными рядами, каждый из которых определяет свой генетический ряд пород. Можно выделить две крупные группы составов: 1) литий содержащие и 2) магнезиально-железистые._

Рнс. 19 Составы литиевых слюд нз редкометалъных граннтоидов.

Плюмазптовый (лнтин-фтористьш) тип: 1-онгониты., 2-граниты, 3-грейзены. 4-пегматиты; Агпаитовый тип: 5-граниты; 6- конноды, соединяющие сосуществующие слюды

Первая группа сшод характерна для шпомазитовых и агпаитовых гранитов, вторая для всех остальных щелочных пород, включая и карбона-титы.Как видно из треугольника составов и-слюд (рис.19) в породах плюмазнтовых гранитондов встречаются А1-сшоды трех изоморфных ря-

дов, каждый из которых характеризует глубинность кристаллизации пород. В вулканических онгонитах выявлен новый изоморфный ряд - это мусковит - Ы-фенгит -циннвальдитовый ряд, в гипабиссальных плюмази-товых гранитах сидерофилит-лепидолитовый ряд и в мезабиссальных Ы-И пегматитах это мусковит-лепидолитовый ряд. В ряду дифференциатов от ранних пород к поздним во всех трех рядах возрастает литиевая составляющая слюд. Типохимизм слюд этих пород проявляется и в высоких концентрациях в них литофильных редких элементов, таких как 11Ь,С5,Ве, 8п^п,МЪ,Та, концентрации которых так же возрастают в процессе дифференциации вещества от ранних пород к поздним. Изменение состава слюд и концентрации в них редких элементов соответствуют и изменению состава самих материнских пород, однако проявлены в минералах намного более контрастно.

Для агпаитовых щелочных гранитов характерны лгало А1-слюды трех составов: 1) максимально 1л и И слюды из известных в природе полили-

Ингнлли, 7-Улугей, 8-Мушугай, 9-Кондер, 10-Инаглн, 1 -Ханн, 12-Сакун, 13-Хубсугульская группа, 14-Ылыма.ч, 15-Рябиновый

Литиевые слюды встречаются при этом в самых дифференцированных н самых рудоносных разновидностях щелочных гранитов. В отличии от слюд плюмазитовых гранитов в агпаитовых при максимально высоком 1л-умеренные концентрации ЛЬ и низкие Cs.ii при более высоком N5 -низкий Та. Для слюд обоих разновидностей гранитов характерны низкие концентрации В а и Бг.

Вторая группа, слюд.Для комплексов ультраосновных щелочных пород характерны К^-Ре сшоды (рис.20). В отличии от А1-содержащих гранитов в щелочных породах кристаллизуются слюды флогопит-аннитового ряда. Тренды составов слюд повторяют тренды составов пород комплекса, что подтверждает гомодромность пород в единых массивах. В ранних К^-породах образуется и М§-сшоды, которые в ряду дифференциатов пород сменяются все более железистыми разновидностями. В щелочных породах Алдана присутствует полный изоморфный ряд слюд от флогопитов до аннитов. В каждом отдельном массиве количество А1 в сшодах из различных пород постоянное и зависит от коэффициента агпаитности пород. Для наиболее агпаитовых пород Мурунского массива характерны и наименее А1-слюды.Обычно в щелочных породах алюминия хватает только на заполнение тетраэдрических позиций в структуре слюды. В Мурунском массиве в некоторых породах А1 еще меньше и тогда в тетра-эдрические позиции заполняются Ре, образуя тетраферрифлогопиты. Анализ парных корреляций главных элементов слюд показывает значимые корреляционные зависимости между Ре, А1 и в меньшей степени Ть Изоморфизм этих элементов и определяет химический состав слюд всего ряда. Наблюдаются прямые корреляционные зависимости между Г^ и редкими элементами V, N1, Хп, Си, что свидетельствует о изоморфном вхождении этих элементов в слюды.

Тренды составов слюд из лампроитов Австралии, США, Испании совпадают с трендами слюд лампроитов Алдана (рис.21).Наблюдаются вариации составов слюд лампроитов от маложелезистых флогопитов до магниевых аннитов. Характерной особенностью слюд лампроитов являются низкие концентрации в них А1 и часто резко повышенный Ть Поведение хрома и титана в слюдах лампроитов противоположные. В ранних оливиновых разновидностях отмечается высокий Сг(до 0.5%) и довольно низкий титан (1-3 %), а поздних лейцитовых и санидиновых лампроитах Сг на два порядка ниже, а титан возрастает до 8 %. Такие вариации Сг и Т1 фиксируются на уровне вкрапленника слюды от центра к периферийной части. Титанистость слюд не является признаком алмазоносности лампроитов, а только говорит о дифференцированности расплава из которого кристаллизовались слюды. Например слюда аномального химического состава с 12% ТЮ2, почти без Р и Н20 встречена нами как ксенок-рист с другими мантийными ксенолитами (лерцолиты, гранаты, А1- авгит) в щелочных базальтах Шаварын- Царама (Монголия), и ни как не связана с лампроитами.

Рис.21 Состав слюд из лампроитов мира (а) (по данным: Джейке и др. 1989, Mitchell,Bergman 1991) и Алдана(б)._

Критерием формациониой принадлежности, степени их дифференци-рованности и рудной продуктивности являются концентрации в слюдах редких элементов. Эти различия в слюдах проявляются намного контрастнее, чем в самих породах. Так в рудоносных плюмазитовых и щелочных гранитах в слюдах фиксируются высокие уровни концентраций Rb, Cs, Sn, Zn, Zr, Nb, Та и низкие Ba и Sr по отношеншо к содержанию этих элементов в слюдах нерудных пород и пород других формаций. В слюдах ультраосновных-щелочных комплексов от ранних к поздним дифферен-циатам уменьшаются Cr, Ni, Ba, Со и возрастают V, Zr, Nb, Sr. Для всех слюд из этих пород характерны высокие концентрации Ва (0.2-2.0%) и у меренные содержания Rb (100-500 г/т). Если в плюмазитовых гранитах при увеличении К до 5% вдет резкое увеличение Rb в поздних породах, то в сынныритах с 19% К20 концентрации Rb ниже, чем в плюмазитовых гранитах. Вариации спектра редких элементов в слюдах из лампроитов США,Австралии и Алдана (рис.22) аналогичны. Это свидетельствует о близких геохимических параметрах кристаллизации лампроитов в различных регионах и подтверждает правильность отнесения алданских пород к группе лампроитов.

Слюды из гранитов, которые являются поздними дифференциатами К-ультраосновных-щелочных комплексов содержат в 2-3 раза более высокие концентрации Cr, Ni, Со, Ba, Sr и низкие Rb, Cs, Zr, Nb, Sn, Zn, чем слюды из коровых плюмазитовых гранитов. Подсчет баланса редких элемен

Horn: chondrit п2 аЗ

Рис.22 Вариации редких элементов в слюдах лампроитов: 1-Алдан, 2-Лейцит-Хиллс, З-Эллендейл.

гов в породах и слагающих их минералов показывает, что слюды являются одними из главных носителей многих редких элементов. Тренды концентраций и поведения редких элементов в слюдах из всех пород К-щелочного комплекса едины. Это подтверждает принадлежность и ранних ультраосновных и поздних гранитных пород к единому комплексу К-щелочных пород

Fe/-Mg

NaK/NaKCa

SiAH/Si

Ca+flg

5.56

4 19

1.0

281

144

0.06

□

O©

O-

c?'

.Ж;

ж.

. .О. ■ .4

0: □ □

++ + + * +

+4fT

и Ъ

л-

I I 1

0 13 0.77 1.41 2 05

■ 1 □ 2 ♦З 04 05 *б 7 +8 #9 П10

_|_1_L_J_L__j_I_i_I_Г

2 69

3.33 Ma «К

Рис.23 Составы амфиболов из щелочных массивов ареала:

1 - Мурун. 2-Инагли, 3- Билибннский, 4- Дарай-Пиоз, 5- Кондер, 6- Лугингол, 7- Бурпала,8-Хан-Богдо и др. массивы щелочных гранитов Монголии, 9- Арбарастах, 10- Кокшаров-ский.

Амфиболы.

В изученном ареале магматизма амфиболы как породообразующие минералы встречаются в агпаитовых щелочных гранитах, некоторых типах щелочных пород и их пегматитах, в карбонатитах, лампроитах и некоторых приконтактовых реакционных породах чароитового комплекса. Нами изучено более 300 химических составов амфиболов из 10 массивав щелочных пород ареала и 15 массивов щелочных гранитов Монголии и особенно детально изучены амфиболы эталонного Хан-Богдинского массива. Ранее совместно с В.И.Коваленко нами разработана номенклатура дтя щелочных амфиболов из щелочных гранитов (Коваленко,Владыкин и др.1978).Составы изученных амфиболов представлены на рис. 23.

Амфиболы из щелочных гранитов Монголии по составу отвечают железистому изоморфному ряду арфведсонит- Са-катофорит. В ранних главных фазах гранитов - это Са-катофориты, которые в жильных ред-кометальных гранитах и пегматитах сменяются арфведсонитами. На основе изучения состава 25 анализов амфиболов главной фазы Хан-Богдинского массива из разных частей массива показаны незначительные колебания в их составе (Са-катофорита), что свидетельствует о гомогенности состава первичной магмы из которой кристаллизовалась главная фаза. А в ультраагпаитовых жильных экеритах и пегматитах произошло накопление щелочей и образовались арфведсониты, в которых наблюдается даже избыток концентрации N3 (более 3 в позициях X) что является типоморфным признаком их рудоносности.

В нефелиновых и псевдолейцитовых сиенитах Лугингольского массива, сиенитах Хубсугульского и Мушу ганского района образуются амфиболы ферригастингситового состава с некоторыми вариациями Mg и Ре . В более поздних породах этих районов в амфиболах увеличиваются содержания Иа и Ре и у бывает Mg и Са . В Алданской провинции амфибол встречается в породах многих массивов и состав его связан с составом породы, в которой он кристаллизовался. Так в ранних пироксенитах, ам-фибол-ппроксенитовых породах и сиенитах массивов Ингили.Кондера и Арбарасгаха это паргасит-гастннгситы и Ма-гастингсит - Mg-кaтoфopи-ты. В.карбонатитах тех же массивов образуются более щелочные рихте-риты. В ортоклазовых пегматитах Инагли и Кондера образуются и Mg-арфведсониты, а в реакционных приконтактовых частях пегматитов -рихтериты с повышенным содержанием калия.

В породах Мурунского массива кристаллизуются К-щелочные амфиболы. В чароитовых породах К-арфведсонит, а в экзоконтактовой кровле под чароитовым комплексом в кальцит-рихтерит-тетраферрифлогопиго-вых породах это К-рихтериты. В лампроитах встречаются амфиболы ряда К-арфведсонит - К-рихтерит. В рихтеритах наблюдается значительные колебания Ре и Mg от чисто Mg до Ре-рихтеритов.

Исследования концентрации редких элементов в амфиболах щелочных гранитов показали, что амфиболы являются носителями и концен

На+ГеЗ

Ма^ГеЗ

160

1.20

МО

Са*Ге2

0.40 0.80

И □ 2 43 04 05 *б

Са+Мд

Рис.24 Составы пироксеновиз щелочных массивов ареала: 1- Мурун, 2-Инагли,3- Билибин-ский,4- Дарай-Пиоз, 5- Кондер, 6- Лугннгол, 7- Бурпала.

траторами таких редких элементов, как Ы, Zn, Бп, ЫЬ и в них почти не концентрируются ИЪ, Ва, Бг. Интересно поведения ТЧЬ в амфиболах. В нерудных массивах в амфиболах уровень концентрации ЬИэ на порядок выше, чем в рудоносных. Амфибол в ранних фазах рудоносных массивов не концентрирует 1МЬ и накапливаясь в процессе дифференциации ]ЧЬ в поздних породах дает рудные концентрации собственных минералов. Во всех изученных щелочных массивах от ранних пород к более поздним происходит накопление в амфиболах Ыа и К и образуются более щелочные разности амфиболов. Пироксены.

Пироксены являются "проходящими" минералами пород комплекса. Они встречаются почти во всех породах. Вариации составов пироксенов из изученных массивов представлены на рис. 24. Рассмотрим типохимизм пироксенов на примере Мурунского массива, имеющего самый широкий набор разновидностей пород. Составы пироксенов Муруна укладываются в вариации содержаний трех миналов - диопсида, геденбергита и эги-рина. В ультраосновных-щелочных породах и лампроитах состав пироксенов отвечает чистом}" диопсиду. В самых ранних породах (ксенолитах) оливин-шпинелиевых и оливин-монтичеллитовых разновидностей в ди-опсидах отмечаются повышенное содержание алюминия (до 5 °о), что свидетельствует о повышенных давлениях при их образовании. Вероятно, эти ксенолиты образовались на значительных глубинах. Далее в последовательных дифференциатах от Вьпироксенитов, через сиениты до щелочных гранитов идет плавный переход составов пироксенов от диопсида к эгирину. Наиболее "чистые" эгирины встречаются в самых поздних магматических породах- в эвдиалитовых луявритах и щелочных гранитах. В расслоенном карбонатитчароитовом комплексе пород, где Са находится в избытке кристалллизуется пироксен, который состоит на 50° о из эгири-на, 25-днопсида и 25-геденбергита. В ВЬпироксенитах и оливиновых лампроитах диопсиды содержат повышенные концентрации Сг, а в скар-нондах встречен У-содержащий пироксен -лавровит. Подобный ряд составов пироксенов от диопсида до эгирина характерен и для других щелочных массивов Алдана, однако в них отмечаются более высокие содержания А1 и геденбергит-авгитовой составляющей. Составы пироксенов и их типохимизм от ранних пород к поздним из других массивов комплекса (рис.26) аналогичны мурунским. Некоторым исключением являются пироксены Билибинского массива. Несмотря на большую серию дифферен-цнатов пород (от ультраосновных до гранитных), эта дифференциация проходила в небольшом промежутке времени и составы пироксенов эволюционируют незначительно, даже в щелочных гранитах до эгирин-геденбергитов, вместо чистых эгнринов в других массивах. Значительные вариации составов породообразующих слюд, амфиболов и пироксенов от ранних пород к поздним свидетельствуют о ялительном и глу боком процессе дифференциации К-щелочной магмы из которой они образовались.

Акцессорные минералы.

Изучались акцессорные минералы из щелочных и гранитоидных пород ареала.Нами проведены детальные исследования количества редкоме-тальных акцессорных минералов, изучен их химический состав и концентрации в них некоторых редких элементов во всех массивах плюмазито-вых и щелочных гранитов Монголии (Владыкин 1983). Выяснено, что для этих двух типов гранитов при высоких концентрациях редких элементов ИЬ, Ъх, ТИ. концентраторами этих элементов являются разные группы минералов (рис.15). В плюмазитовых гранитах, где коэффициент агпаит-ности (к.а.) меньше или равен 1-это колумбиты,пирохлоры, монациты, цирконы. В агпаитовых щелочных гранитах (к.а.>1) главными концентраторами редких элементов являются 2г-силикаты эльпидит-армстон-гитового ряда, "П-силикаты, ЫЬ-и ТЯ-силикаты, Р-карбонаты ТИ. (бас-тнезит и синхизит). Известно, что в нефелиновых породах переход пара-генезисов с цирконом к парагенезисам с Ег-силикатами (эвдиалитом) происходит при к.а.>1. Нами показано, что в щелочных гранитах таким

7г

Рис.25 Диаграмма составов цирконосилнкатов.

Минералы: 1 -ультраосновных пород, 2-щелочных и нефелиновых сиенитов, 3-4 -щелочных гранитов (3-аморфизованные), 5-цирконы. Поля:1-щелочных гранитов,П-сиенитов,Ш-ультра-основных пород. Минералы 1- келдышит, 2- катаплеит, З-Са-катаплеит, 4-власовит, 5-эльпи-дит, 6-армстронгит. 7-Се-гг-минералы,8-гг-опал, 9- согдианит,10-дарайпиозит, 11- ловозернт, 12-эвдиалит, 13-ловенит, 14-розенбушит, 15-циркон.

кристаллохимическим барьером является к.а.>1.2, при котором вместо циркона начинают кристаллизоваться армстронгит и эльпидит.С другой стороны составы 2г-и "П-силикатов зависят от соотношения к сумме Иа, К, Са в минералах и кремнекислотности пород.

На предложенные нами классификационные треугольные диаграммы (рис. 25,26) нанесены многие из известных Zr- и П-силикатов.

Выделяется три группы составов минералов. К первой относятся минералы не содержащие или содержащие его в небольшом количестве. Это минералы ультраосновных пород и карбонатитов (поле III). Ко второй группе относятся минералы, кристаллизующиеся в щелочных и фельдшпатоидных сиенитах. Отношения 81/(Ъ1а+К+Са) в них не превышает 2:1 (поле II). К третьей группе относятся минералы (поле I) с повышенным отношением кремния к щелочам (более 3). Это минералы щелочных гранитов.

аморфнзированные). Поля: 1-щелочных грашгтов, П-нефелиновых сиенитов.

Составы минералов изоморфных Иа-Са группы располагаются на коннодах, выходящих из щелочной вершины и ограничиваются коннода-ми, исходящими из вершины 51. На последних коннодах скачкообразно

идет смена кремнекнслородных радикалов минералов с постепенным увеличением кремния. Это ряд5г£>4 ->-Б1207^-Б1309 ->-Б14011^-Б16015. '

Повидимому, в природе существовали радикалы с еще большим количеством кремния, чем в 816015.Но они не устойчивы и со временем распадаются на аморфную массу окислов. Несколько таких новых аморфизи-рованных минералов (более 10) 2г,1ЧЬ,ТК.,Т1 мы обнаружили в Хан-Богдинском массиве. В К-массивах, например Мурунском, те же закономерности образования 2г-силикатов. Только вместо натровых- тут образуются К-цирконосиликаты.

Содержания в них кремния в минералах коррелируется с кремнекис-лотностью пород. Так в сиенитах и лампроитах вместо катаплеита образуется его К-аналог вадеит с радикалом 81309,а в щелочных гранитах и чароитовых породах вместо эльпидита- К-делиит с радикалом 816015. В Ма-7г-силикаты для устойчивости структуры входит Н20,а в К-породах (т.к. К более сильный катион, чем Иа, он сам способен удеривать структурную постройку в стабильном состоянии) эти минералы безводны. Точно такие же зависимости состава минералов от состава материнских пород отмечаются в титаносиликатах, ЫЬ- и ТЛ-силикатах. Используя предложенные диаграммы возможно распознавать в каких породах кристаллизовались эти редкометальные минералы. Главными параметрами образования того или иного минерального индивида (Zr.Ni.Nb) являются соотношения кремния к сумме щелочей и агпаитовые условия кристаллизации.

Шестое защищаемое положение.

Процессы накопления элементов при длительной дифференциации пород К-щелочных комплексов приводят к уникальной их рудоносности на всех этапах кристаллизации. Соотношение изотопов Бг, N(1, РЪ говорит о глубинном зарождении магм комплекса и мантийном их происхождении. Эти же данные свидетельствуют о различии мантийного субстрата в разных частях ареала магматизма. Обнаружение расплавных включений и высокие температуры их гомогенизации свидетельствуют о магматической природе редкометальных щелочных гранитов и остаточ1юго расплав-флюида, из которого произошли экзотические карботтиты и чароитовые породы.

Ареал щелочного магматизма развит на большой площади и, естественно, в каждом крупном блоке ареала развитие магматизма имело свои особенности, что в конечном результате выражалось в особенностях рудоносности комплекса. На ход процессов дифференциации в отдельных массивах большое влияние оказывали тектоническая обстановка, динамика кристаллизации магмы, наличие и накопление летучих компонентов и других модификаторов.

В южном крыле ареала развиты два типа рудоносных комплексов -щелочпограшппып (с эталонным объектом Хан-Богдо) и карбонатнтовын (Мушугай-Худук, Улугей и Лугингол).

Рудоносность агпаитовых щелочных гранитов реализована в жильных телах арфведсонитовых гранитов и пегматитов и представлена новым типом Zr-TR-Nb руды - цирконосиликаты группы эльпидита-армстрон-гита, и силикатами TR, Nb, Ti. Содержание Zr02 в некоторых породах достигает 7 0 о.

Причинами появления рудных концентраций являются следующие обстоятельства:

1)Большой объем агпаитовой щелочной магмы. Моношпатовые ар-фведсонитовые граниты главной фазы занимают площадь более 1000 км2 при мощности массива на глубину 5-7 км. При кристаллизации нестехио-метричного полевого шпата на его образование пошло А1 на 10° о больше, чем щелочей и учитывая , что по объему полевой шпат занимает 60-70 0 о породы, произошло резкое накопление щелочей в остаточном диффе-ренциате, из которого кристаллизовались рудные граниты и пегматиты. Вместе со щелочами накопились редкие элементы и Н20. Агпаитовые условия кристаллизации привели к образованию именно щелочных силикатов Zr, TR, Nb, Ti.

2)Вторым условием рудной концентрации является плотный эффузивный экран кровли массива, не позволивший рудному дифференциату уйти во вмещающие породы.В Хан-Богдинском массиве ру дные зоны расположены в апикальной части массива подпровнсами эффузивной кровли

NORM: ХОНДРИТ

Рис.27 Спектры ТИ. в породах Хан-Богдинского массива, нормированные по хондрнту. !-граниты главной фазы. 2-жильные экериты и пегматиты.

По данным термобарогеохимии кристаллизовался рудный комплекс из магматического расплава,обогащенного редкими элементами и Н20 при температуре 700-800 град.С.(Наумов,Коваленко и др. 1986). Приуроченность массива к кольцевой структуре центрального типа, которая прекрасно просматривается на космических снимках и отношение изотопов 878г/8г86 в гранитах Хан-Богдинского массива говорит о глубинном происхождении его магмы. А факт нахождения эффузивных аналогов щелочных гранитов - комендитов в ЮЗ экзоконтактовой части массива в едином непрерывном стратиграфическом разрезе со щелочными базальтами свидетельствует о том, что эта магма была дифференциатом ба-зальтоидной магмы (Владыкин и др. 1981). Подтверждается высокая степень дифференцированное™ и остаточный характер агпаитовой щелочной магмы глубоким фракционированием Ей в спектре ТЯ во всех многочисленных анализах этих элементов в породах и минералах Хан-Богдо (рис.27).

Для второго рудоносного типа Южного крыла ареала - карбонатито-вого - рудная продуктивность выражена Р-ТЯ-Ре месторождениях в апатитовых породах и ТЯ, Р, (Ва, Бг) месторождениях в карбонатитах. В приповерхностном комплексе Мушугай-Худук и Баян-Хушу рудные породы связаны с К-№ лавами меланефелиннт-трахитов и штоками нефелиновых и щелочных сиенитов. В апатитовом проявлении "Верблюд" содержания ТИ. в апатитовых породах доходят до 15° о, которые концентрируются в апатите (до 8° о) и в измененной межзерновой стекловатой массе. Ва, Бг в апатитовых породах и карбонатитах реализуются в виде барита и целестина, а Р во флюорите. В Лугингольском массиве, сложенном более К-породами (псевдолейцитовыми сиенитами), фосфорная-специфика не проявлена и рудные концентрации ТЯ реализуются в карбонатитах в бастнезите и синхизите. Этот массив от предыдущих отличается более древним возрастом, интрузивным характером пород и более К-специализацией. Лугингольский массив по минеральному составу ТЯ руд похож на уникальное месторождение Баюнь-Обо , которое находится в 100 км южнее.Так как на Баюнь-Обо отсутствуют интрузивные материнские породы ведутся многолетние дискуссии о его генезисе. Сопоставление его с Лугингольским массивом, где имеется весь набор интрузивных пород может пролить свет на вопрос происхождения самого крупного месторождения ТЯ мира Баюнь-Обо.

Магматический генезис апатитовых пород и карбонатитов комплекса Мушу гай-Худук подтверждены исследованиями расплавных включении в их минералах и геологическими наблюдениями: 1) очень мелкозернистыми и равномернозернистыми структурами и текстурами пород; 2) жильным характером многочисленных тел с резким контактом с различными вмещающими породами; 3) наличием карбонатнтовых туфов с РЬ (церусситовой) и ТЯ-минерализацией. Гомодромность пород и руд комплекса подтверждается единым трендом составов для петр о генных и ред

NORM: ХОНДРИТ

10000

1000 -

100

10 5

• - 1 ■ - 2

I I_I_

Li Ce Pr Nd Sm Eu Gd Dy Ho Et Yb

Рис.28 Спектры ТЯ в карбонатитах Мушугайского комплекса, нормиро-ванные по хондрнту. 1 -доломитовые карбонатиты, 2-кальцитовые и калышт-фшооритовые карбонатиты

ких элементов, близким абсолютным возрастом пород, едиными тенденциями в поведении ТЯ-элемнтов (рис.28).Связь рудных пород со щелочными эффузивами подтверждает н изотопия .Отношения 87Бг/Бг86 равное 0.705-0.706 свидетельствует о глубинном мантийном источнике происхождения исходной магмы.

Карбонатитовый комплекс Ю. Гоби и карбонатиты Мурунского комплекса находятся на разных крыльях ареала, но имеют много как общих черт так и частных различий. Оба комплекса имеют близкий возраст и приурочены к одному тектоно-магматическому циклу, в том и другом развиты как вулканические, так и плутонические породы. В обоих комплексах аномально высокие концентрации Ва и Бг, высокие ТИ. и низкие ЫЬ и Та. Су щественной разницей между ними является разный мантийный субстрат, что подтверждается анализом геохимии изотопов Бг и N(1 (рис.31). Из более глубинного мантийного субстракта Алданского щита выплавляются более К-магмы Мурунского комплекса, чем из субстрата бывшего подвижного пояса Ю. Монголии. Вероятно, геохимия су бстрата оказывает влияние и на изотопию карбонатитов. Как видно из рис.31,32 соотношения стабильных изотопов в карбонатитах К-щелочных комплексов отличаются от классических Ка-комплексов (Кольский п-

eNd

6.5 3

-1.5 -4 -7.5 -11 -14.5 -18 -21.5 -25

.7B2 . 705 .707 .709 . 712

■ 1 а 2 аЗ +4x5 * б *7 о 8 -9-10-11-12 о13 о14 »15

Рис.29 Соотношение eNd и 87Sr/86Sr в карбонатитах.Массивы: 1-Мурун,2- Хани, З-Дарай-Пиоз, 4-Мушугай, 5-Лугингол, б-Селегдар, 7- Инпши,8- Арбарастах, 9- Горное озеро, 10-Жидой, 11-Кокшаровский, 12-Кийский, 13-Гули, 14-Кольские массивы, 15-Саянскне массивы, наклонная линия- линия мантийной последовательности.

ов.Гули, Саяны), точки составов изотопов которых находятся в области деплетированной мантии. Магмы, давшие начало массивам Некомплектов с карбонатитами образовались из обогащенной мантии. Притом различаются изотопные соотношения N(1 и внутри К-семейства. Так мурунские и ханинские карбонатнты (так же как и силикатные породы), приуроченные к окраине Алданского щита образовались из обогащенной мантии ЕМ-1, а карбонатнты Ю-Гоби из обогащенной мантии ЕМ-2.

Динамика развития магматизма, кристаллизации и дифференциации в массивах из различных частей ареала так же различна. Например, в Мушугайском районе преобладают вулканические извержения в виде эффузивных потоков, а имеющиеся тут небольшие интрузии, вероятно, являются более глубоким срезом вулканических аппаратов. В Мурунском комплексе, напротив, поверхностное излияние было незначительным и магма застыла в интрузивной камере, где в силу более медленного остывания подверглось более глубокой дифференциации и многократному расслоению. Это привело к некоторым геохимическим следствиям. Так

- «*> ö \ iX \\

а \ * + Xх ЕМ-2 * □ D □ в ш ЕМ-1 ■ B7Sr/B6Sr ■ ■

фосфор в виде апатита отделился на Муруне в раннюю стадшо при кристаллизации биотитовых пироксеннтов, а Мушугае удержался дольше до отделения карбонатитовой составляющей. Ва и Sr в Муруне в карбона-титах реализовывались в виде карбонатов, а на Мушугае в виде сульфатов. Фтор на Мушугае отделился в карбонатитовую стадшо, а на Муруне в более поздшою гидротермальную. Значительный отпечаток на различия в рудоносности этих комплексов наложила и более высокая К- щелочность Мурунских карбонатитов которая отразилась и в агпаитовых ассоциациях в них акцессорных минералов.

В Центральной части Северного крыла ареала наиболее рудоносным является Мурунский вулкано-плутонический комплекс пород. Болыденство пород комплекса являются рудными на те или иные компоненты. С ранней расслоенной серией Bt-пироксенитов связано месторождение апатита (при средних содержаниях Р205 в породе 5 °о).Это проявление очень похоже на Ханинское и Ошурковское месторождения - новый тип магмато-генных апатитовых месторождений. В следующей сиенитовой фазе рудоносны на К и А1 псевдолейцитовые сиениты-сынныриты (среднее содержание К20=14°о) После Сыннырского и Сакунского массива это третье проявление сынныритов в мире. Эффузивные псевдолейцитовые фоноли-ты так же могут использоваться как К-керамическое сырье. С этой фазой связаны потоки и дайки потенциально алмазоносных лампроитов.С поздними сплпкатно-карбонатными породами связано местораждение чароита, Ва и Sr карбонатитов, К-керамики в микроклинитах, в провесе измененной кровли над этим породами под действием флюидов образовалось местораждение К-рихтерит-асбеста. К гидротермальным проявлениям приурочено местораждение урана, проявления Au, Ag, Си, Pb, Zn, Mo. По разнообразию проявления полезных ископаемых Мурунский массив можно отнести к уникальным объектам природы.

Как же происходило становление комплекса и что же привело к такой разнообразной рудоносности. На основе детальнейших 15-летних исследований пород массива , на базе петрохпмического и геохимического анализа 500 силикатных анализов пород массива и более 10 ООО количественных элементо-определений редких элементов, более 100 расшифровок спектров TR, более 40 определений изотопов Sr, Pb, Nd и с учетом исследований расплавных включений, проведенные Л.И. Паниной , мы предполагаем следующую генетическую модель образования Мурунского комплекса пород.

Выплавление магмы, давшей начало Мурунскому массиву произошло на значительной глубине из обогащенной мантии ЕМ-1, на что указывает соотношениями изотопов Sr и Nd (рис.32-33). Точки составов изотопов 87Sr/86Sr и eNd из пород Мурунского массива лежат на продолжении линии мантийной последовательности. Очень низкие значения eNd для Мурунского массива можно обьяснить длительным фракционированием изотопов Sm и Nd в значительный промежуток времени от времени об

Рис.30 Соотношения изотопов С13 и G18 в карбонатитах Сибири. Массивы: 1-Му-рун, 2-Ха-ни, 3-Билибннский, 4-Кокшаровский, 5-Арбарастах, 6-Ингили, 7-Мушуган, 8- Кольский п-ов, 9-Белая чнма, 10-Гули, 11-Дарай-Пиоз, 12-Тагна, 13-Бурпала, 14-Баян-Хушу,15-Лу-гингол. 16-Ма1гп!нный квадрат и линиями трендов дифференциации карбонатитов(по Yavoy 1986).

разования субстрата (3.2 млрд. лет, по данным изотопии РЬ), до выплавления из него магмы, давшей начало Мурунскому массиву (145 млн.лет). Аномальный ультракалиевый состав выплавки можно объяснить предварительной метасоматнческой обработкой данного участка мантии, связанный с дифференциации более глубоких горизонтов мантии с привно-сом К и других элементов, как это предлагает И.Д.Рябчиков (Рябчиков и др. 1981), или очень малым (1° о) частичным плавлением мантии, как предлагают другие авторы (Лампроиты 1991). По составу первичная магма была промежуточной между К-щелочно-ультраосновной и К-базальто-ндной и близка к составу магмы оливиновых лампроитов. Об этом свидетельствует близость трендов дифференциации составов пород Мурунско-го массива трендам дифференциации лампроитов, наличием лампроито-вых составов пород в различных фазах Муруна, близостью их геохимической специфики и парагенезисов акцессорных минералов. Притом эта лампроитовая специфика и характерные минералы встречаются не только в лампроитовых, но и в сиенитовых породах Муруна. Характеризуется лампроитовая специфика аномальными концентрациями Ва, Sr, К , при отношение K/Na много более 1, высокими концентрациями Cr в ранних слюдах, K-разновидностями минералов: К-рихтерит, К-лейцит и К-санидин с высоким содержанием Fe, полное отсутствие (запрет) плагиоклаза и акцессорные вадеит, делиит, К-батиснт, даванит, прайдерит и другие.

О глубинности зарождения магмы говорят данные изотопии 87Sr/Sr86, равные 0.703-0.706. По соотношению изотопии Sr и Nd,a также различных изотопов РЬ породы Мурунского массива попадают в область лампроитов США, рядом с полем Смоки-Быот, что подтверждает близость первичной магмы к лампроитовой (рис.31-32). Возможно, что обнаруженные в ранней фазе ксенолиты оливин-шпинелиевых пород являются реститовымн остатками от выплавок, а оливин-монтичеллит-диопсид-флогопит-мелилитовые породы, окаймляющие эти ксенолиты- могут быть зонами выплавления. Температуры образования этих ксенолитов по данным гемогенизации расплавных включений в минералах 1500-1300 град.С.

Выплавленная магма была насыщена углеродом (или С02), о чем свидетельствует наличие магматического кальцита во всех породах комплекса с аномально высокими концентрациями Ва и Sr (до 7 0 о в кальцитовой фазе). Далее эта магма внедрилась по кольцевому разлому, который образовался на пересечении двух глубинных докембрийских разломов (Ар-бастах-Торгайского и Кеме-Кебектинского) в гипабиссальную-близпо-верхностнуто область. Излияние на поверхность было незначительное и представлено лавами и туфобрекчиями лейцитовых фонолнтов переходящие в разрезе в лейцитовые лампроиты. Время становления всех пород комплекса, по данным K/Az возраста не менее 5 млн. лет, притом текто

оо

ема

0.707

|1 и2 сзЗ +4 -5 #7 08

0.715

0.722 В73г/'868г

Рис.31 Соотношение изотопов N(1 и 8г в лампронтах: 1-Мурун, 2-Якокут, З-Билибннский, 4-Хани, 5-Лейцит-Хиллс(США), 6-Монтана США),7-Австралия, 8-Испания ( 5,6,7,8,-по данным МисЬе11,Вег$упап 1991)

ническая обстановка в это время была неспокойная, о чем говорят 3-4 фазы внедрения, значительная дробленность пород и поздняя н.ч гидротермальная переработка по трещинам.Центр очага внедрения во времени перемешался с СЗ части массива (Мартовской аномалии) в ЮЗ часть (район чар оптового комплекса).

Первая порция магмы внедрилась в кольцевую структуру Мартовской аномалии и при застывании дала начало расслоенному комплексу Ек-пи-роксенитов, представленному следующими породами: В^пироксениты (Еи+Ру+Ар), К-ийолиты (В1+Ру+Кз+Сг), псевдолейцитовые шонкиниты-фергуситы (Плу+В1+Ру), оливиновые лампроиты (ОИ-ВИ-Ру+Плу+Рзр), санидиновые шонкиниты (Ви-Ру+Рзр). По данным бурения и сопоставления с гипсометрией поверхности мощность этого расслоенного комплекса не менее 1 км, а по геофизическим данным -несколько км.

Следующая порция дифференцироватюй магмы дала начало главной фазе массива, которая при внедрении расслоилась на более лейкократо-вую и более меланократовую части, на мелкозернистую и крупнозернистую части, что привело к горизонтальной полосчатости пород. По скважинам эта полосчатая расслоенность фиксируется до глубины не менее 1 км с мощностью слоев пород по 1-5 м. По составу эта порция пород

представлена псевдолейцитовыми сиентами-сынныритами, В1-Ру сиенитами, кальсилнтовыми пуласкитами, Рзр-эгириновыми сиенитами и заканчивается щелочными и кварцевыми сиенитами.

Следующая порция магмы вышла на поверхность и представлена туфо-лавами, лаво-брекчиями, потоками лейцитовых фонолитов-лейцитовых лампроитов и дайковым комплексом лейцитовых тингуаитов.оливин-рихтерит -санидиновых лампроитов, трахитов, нефелиновых сиенитов, эвдиалитовых луявритов и щелочных гранитов.

Последняя порция магмы дала начало силикатно-карбонатными породами чароитового комплекса. Эта порция является остаточным диффе-ренциатом от кристаллизации силикатных пород массива. Она насыщена С02, Н20, Ва, Бг и рудными элементами. Отделение порции .произошло после кристаллизации сиенитов. В некоторых жильных сиенитах наблюдаются каплевидные выделения карбоната, насыщенные Ва и Бг. Внедрение этой порции остаточного расплав-фшоида произошло в ЮВ части Маломурунского массива в ослабленной приконтактовой части. Площадь чароитового комплекса пород около 10 км2. Из-за резкого падения давления во время внедрения происходило вскипание расплава и разделение (расслоение) его на несколько составляющих: силикатно-карбонат-ных, силикатных и карбонатных расплавов, гидротермальных флюидов и газов. Вся эта "кашеобразная" масса образовала полосчатый расслоенный чароитовый комплекс пород. Он состоит из следующих разновидностей: мелкозернистых (до микрозернистых) существенно микроклиновых

пород (микроклинитов), микроклин-ппроксеновых полосчатых пород с участками существенно пироксеновых полос (состав пироксена: 50% эги-рина, 25-диопсида, 25-геденбергита) силикатно-карбонатных кварц-кальцит-пироксен-микроклиновых пород ( по составу отвечающим щелочным гранитам) с переменными содержаниями СаСОЗ (5-20%), в которых обособились шлировидные и жильные карбонатиты и чароитовые породы. Карбонатиты в данном комплексе трех разновидностей: кальцитовые (кварц + микроклин + Ру + кальцит), барий-стронцевые - "бенстонито-вые" (кварц +М1 +Ру +(Ва-Бг карбонат) и кварц-кальцитовые с графическими структурами. Все перечисленные породы имеют и промежуточные между собой разновидности. Этот расслоенный комплекс пород имеет резкий интрузивный (рвущий) контакт под утлом 60 град, с вмещающими горизонтально залегающими кварцевыми песчаниками, в которых встречаются мелкие апофизы пород чароитового комплекса по полосчатости песчаников. Эти взаимоотношения пород наблюдались в коренном обнажении (участок "Коренной").

Естественно, что эта насыщенная летучими и щелочами масса реагировала с вмещающими породами, образуя реакционные породы-фениты. По кварцитам-микроклиниты (мощностью от первых см. до метра), по дайкам рихтеритовых лампроитов (наиболее контрастных по составу пород) образуется метасоматическая зональность: первая зонапироксен-рихтеритовые породы, вторая- микроклиниты, а по доломитовому провесу кровли образовались К-рихтерит-тетраферрифлогопит- кальцитовые породы (аналоги метасоматических карбонатнтов). Наименьшим изменениям подверглись дайки сиенит-порфиров и псевдолейцитовых сиенитов, в связи с близостью их состава с составом силикатной части чароитового комплекса.

В крупных делювиальных глыбах встречаются до трех секущих друг друга полевошпат-пироксеновых пород, из которых самые ранниефениты по псевдолейцитовым сиенитам, которые секутся магматическими породами чароитового комплекса и все это сечется мелкими гидротермальными прожилками того же состава. Такое разнообразие пород одинакового состава и разного генезиса приводит к нескончаемым дискуссиям, между исследователями различных школ о генезисе пород чароитового комплекса. Микроклиниты так же бывают разного генезиса . Ранние микроклиниты чароитового комплекса встречаются как ксенолиты в брекчиях, сцементированные микроклин-пироксеновыми породами и в виде даек в порфировидных сиенитах (муруниты по К.А. Лазебник) и кристаллизовались по нашему мнению из лейкократовой части силикатно-карбонатного расплава , а микроклиниты из зональности изменения лампроитов и по кварцитам- метасоматическим путем.

Единый петр о химический тренд составов пород чароитового комплекса, поведение редких элементов, графики спектров ТЯ-элементов, близкие

15 15.5 16 16.5 1? 17.5 IB 18.5 19 19.5 Z8 ol +Z o3 x 4 a5 »G °7 «8 *9 »10

Рис.32 Соотношння изотопов Pb в лампроитах:

1 -Гренландия, 2-Смокки Быот , З-Монтана, 4-Прери Крик, 5-Леншгг-Хиллс, 6-Мурун, 7-ще-лочные базальты Австралии, 8-Австралия, 9-Испання,10-щелочные породыНталии (б-данные автора, остальное-литерату рные данные: Mitchell,Bergman 1991)_

изотопные характеристики Sr,Nd,Pb (рис.29,31,32) свидетельствуют о генетической связи перечисленных пород.

Большое количество фшоидальных и трахитоидных текстур пород, когда ранние вкрапленники дорастают и обтекаются более поздними минералами свидетельствуют о кристаллизации основной части пород во время внедрения и движения, образуя типичные флюидальные текстуры течения. Встречаются закаленные "нефритоподобные" чароитовые породы, химический и редкоэлементный состав которых совпадает со средним составом усредненной пробы, собранной из 40 проб чароитовых пород различной структуры. Образование этого комплекса пород происходило в восстановительных условиях, о чем свидетельствует наличие более десятка самородных элементов и интерметалидов, 4 минерала Pd и Pt, и обнаружение в газовых включениях СО, CN, Н.

Исходя из измерения температур гомогенизации расплавных включений, проведенных независимо в лабораториях ИГиГ, ВИМС, Сибгеохи начинается кристаллизация пород чароит-карбонатитового комплекса при температуре 750 град. С и заканчивается при 300 град.С, переходя из рас-

плава в раствор. Детальные исследования распада Ba-Sr карбонатов, проведенных Е.В. Воробьевым отмечают до 12 фаз ступеньчатого распада карбонатов и экспериментально известные температуры распада этих фаз согласуются с данными гомогенизации включений.

После кристаллизации пород карбонатит-чароитового комплекса все породы Мурунского массива по многочисленным трещинам и зонам дребления подвергались интенсивным процессам гидротеомальной переработки (окварцевания, сульфидизации, флюоритизации). С этим этапом связано образование месторождений и проявлений U, Th, Ag, Си, Mo, Pb, Zn, Nb, Ti, Au. Иногда, когда гидротермальной переработке подвергнуты ранние ультраосновные породы, контрастные по составу растворам, образуются аномальные рудные концентрации геохимически "несовместимых" элементов. Например, в измененных оливиновых лампроитах (скв. 111) обнаружены следующие концентрации (в г/т): Сг-120; Ni-100; Nb-1495; Cu-360; Ве-62; Tl-50; Sn-90; Pb-3200; W-100; V-1900. К поздним зонам окварцевания приурочена Nb-Ti минерализация в виде Nb-анатаза и брукита.

Каждый из изученных массивов щелочных пород Алданской части ареала имеет свои особенности формирования, но в целом совпадает с Мурунской схемой. Наиболее полная и близкая схема магматизма к Му-руну в Билибинском массиве, где так же дифференциация начинается с К-ультраосновных пород и заканчивается щелочными и су бщелочными гранитами (рис.3). Но в отличие от Муруна он кристаллизовался в спокойной тектонической обстановке и кроме расслоенной у льтраосновной части пород, взаимопереходы остальных пород постепенные (фациальные), что фиксируется геологическими разрезами по коренным выходам.

Следует отметить некоторые характерные генетические особегшости всей карбонатитовой серии провинции. По наличию флюидных модификаторов, как отмечалось выше, карбонатиты разделены на три типа. Для всех их характерен определенный рисунок концентраций редких элементов (рис. 20), отличный от карбонатитов Na-сернн. Специфичным также является спектры TR в изученных карбонатитах (рис. 19,30). Приповерхностный и гипабиссальный характер комплексов К-щелочных пород и карбонатитов приводит к разным ступеням отделения карбонатитовой жидкости от силикатных пород, чем они больше всего отличаются от карбонатитов Na-серии и сближаются с карбонатитами К-серии Африки. В Na-серии расщепление на карбонатитовую и силикатную составляющие идет в раннюю стадию дифференциации на стадии образования ий-олитов. Отсюда и обогащенность карбонатитов более высокотемпературным силикатным форстеритом, гранатом, имеющим более низкие содержания кремния, а так же более тугоплавкими Nb и Та. В К-серии катион К - как более сильный чем Na, удерживает в расплаве карбонатную составляющую дольше и ее отделение идет на стадии кристаллизации сиенитов (трахитов) в Мушугайской группе, а в ультракалиевом Мурун-

ском массиве еще позже, на стадии отделения щелочных гранитов. Этим же объясняется отделение не чисто карбонатной, а силикатно-карбонат-ной жидкости и дальнейшее ее разделение. Поэтому же карбонатиты К-ветви содержат много кварца. При наличии повышенных концентраций Р, его отделение начинается раньше карбонатной фракции и ассоциирует с отделением Ре. Накопившийся фтор образует кальцит-фшооритовые карбонатиты в Мушугае, а в более К и агпаитовой магме Муруна отделяется с гидротермальным раствором. Позднее отделение карбонатито-вой жидкости на стадии образования щелочных гранитов кроме Мурун-ского массва обнаружено нами в массиве Дарай-Пиоз в Таджикистане, где найдены ликвационные выделения кальцита в щелочных гранитах.Но в случае Дарай-Пиоза на удерживание карбонатитовой жидкости в расплаве оказывает влияние высокие концентрации и других плавней-Li.Cs,В.

Карбонатиты Иа и К серии отличаются глубиной происхождения силикатных магм комплексов и разным составом мантийного субстрата, из которого они выплавляются. Как видно из генетической диаграммы изотопов Бг-Ис! (рис.29) точки карбонатитов N3 - серии попадают в область деплетированной мантии, а поля К-серии в область обогащенной мантии ЕМ-1 и ЕМ-2. Притом к наиболее глубинным и обогащенным частям мантии (ЕМ-1) относится поле точек изотопов пород Мурунского массива. По соотношению изотопов С13 и 018 (рис. 30) карбонатиты Мурунского массива попадают в квадрат мантийных пород ( по Уа\гоу е1 а1, 1986), а карбонатиты других массивов ареала на линии тренда дифференциации карбонатитов.

Рудотстстъ (алмазоносность) лампроитов зависит от многих факторов. Большенством исследователей признается ксеногенный характер ал-мазоносности как в лампроитах, так и в кимберлитах. Имеются два аспекта этой проблемы.

Первый - чтобы глубина зарождения магмы была в области устойчивости алмазов и второй - сохранение алмазов при транспортировке и кристаллизации магмы.

Глубина зарождения К-щелочно-ультра.основных магм считается большой и возможно первое условие соблюдается. Во всяком случае для Мурунского массива исходя из изотопных данных Бг, N(1, С, О, РЬ глубина зарождения магмы соизмерима с кимберлитовыми. Второе же условие -для сохранения алмазов необходима очень быстрая их транспортировка, которая осуществляется в диатремовых структурах. Не соблюдение этого условия, вероятно, является главной причиной отсутствия алмазоносных лампроитов на Алданском щите. Диатремовые структуры известны только в Хатастырском поле и трубке Кайла. Но первые сильно карбонати-зированы и там почти не встречаются потенциально рудоносные оливин-содержащие разности лампроитов. Трубка "Кайла" более удовлетворяет обоим условием и возможно является наиболее перспективной на алмазы

в Центральном Алдане.Прн опробовании трубки в большой пробе из делювия был обнаружен алмаз, но дальнейшие исследования, которые не были завершены к находкам алмазов не привели (по данным Приленской экспедиции). На Мурунском массиве в дешовии Ю.А.Алексеевым были обнаружены микроалмазы. Восстановительный характер Мурунского магматизма является положительным фактором алмазоносности и обнаружение диатремовых структур вокруг массива было бы благоприятным условием нахождения алмазов. Однако проведенные поисковые работы были направлены на поиски крупных алмазов в пределах массива и не были завершены из-за прекращения финансирования. Почти полное отсутствие эффузивных разновидностей лампроитов, кроме одного типа на Муруне и в большей степени интрузивный характер лампроитов Алдана является отрицательным фактором их алмазоносности.

Как описывалось выше, лампроиты Алдана отвечают минералогическим и петрохимическим критериям отнесения их к группе лампроитов. Проведенные Л.И.Паниной исследования расплавных включений в лам-проитах Алдана подтвердил в них наличие оливина и лейцита в ранних вкрапленниках, которые исчезают при полной раскристаллизации поро-ды.Полученные температуры кристаллизации соизмеримы с лампроита-ми других регионов. По химизму остаточных расплавов лампроиты Алдана отличаются от австралийских, так же как и лампроиты других регионов, но этот факт не является признаком алмазоносности. Нам представляется, что все полученные при изучении расплавных включений отличительные черты Алданских лампроитов хорошо объясняется их генетической связью с серией К-щелочных пород провинции.По изотопам РЬ и Бг-Мс! изотопным соотношениям (рис.31,32) лампроиты Алдана попадают а поле лампроитов Сев.Америки.Близки они к этим лампроитам и по петрохимическим характеристикам. Генетическая близость в районе Лейцит-Хиллс ранних лав мадупитов и лейцитовых лампроитов и в Алданском регионе ВЬпироксенитов (интрузивных аналогов мадупитов) и лампроитов так же подтверждают близость составов их первичных магм.

Заключение..

Основные выводы работы:

Щелочные массивы Монголии и Ю.Сибири объединенные автором в Монголо-Охотский ареал щелочных пород, расположены по периферии выделеного ранее верхнепалеозойского-мезозойскою ареала граннтоидного магматизма. Разработана новая схема магматизма для Северного крыла ареала,где обнаружены полные ряды магматических пород. Выявленные особенности состава и условий формирования К-щелочных комплексов ареала отличают их от щелочных пород других районов магматизма.

Комплексы К-щелочных пород ареала имеют длительную историю формнровання.Главными процессами,приводящими к образованию полных

серий пород в комплексе являются процессы магматической дифференциации и расслоения, в результате которых образуется полный ряд пород от К-щелочно-ультраосновных,через основные и средние к кислым щелочным гранитам.

Одной из характерных особенностей K-щелочных пород Алданской провинции является образование в процессе их дифференциации ветви пород -интрузивных аналогов лампронтовон серии. Эти породы по минеральному и химическому составу и геохимической специфике не отличаются от лампронтов других регионов, хотя н имеют свои региональные особенности. Тренды составов всех пород отдельных массивов и их геохимические особенности свидетельствуют о генетической связи лампроитов и K-щелочной серии Алдана.

Конечным магматическим дпфференциатом этой К-щелочнон серии пород являются агпаитовые щелочные и субщелочные граниты. По геохимическим параметрам эти граниты отличаются от редкометальных палин-генных щелочных гранитов н плюмазитовых субщелочных гранитов, развитых в центральных частях ареала магматизма.

Другим конечным днффереициатом К-серин являются карбонатнты и силнкатно-карбонатные породы. По рудной продуктивности, геохимии, ассоциаци смежных пород и времени отделения от силикатной магмы эти карбонатнты существенно отличаются от карбонатнтов Na-сернн.

Определяющим индикатором геохимической направленности процессов дифференциации, элементами реализации геохимической типизации с выходом на критерии рудной продуктивности являются типохнмнзм минералов, а именно химические составы породообразующих минералов, концентрации в них редких элементов и парагенезнсы редкометалыюп акцессорной минерализации. Слюды, пнроксены, амфиболы некоторые акцессорные минералы являются главным носителями и концентраторами редких элементов. Химизм минералов н их геохимические особенности отвечают химизму пород, из которых они образовались. Редкометальные парагенезнсы Zr-,Ti-,TR-, 1ЧЬмннералов образуются в агпантовых условиях, состав их кремнекнслородного радикала коррелнруется с кремнекнслотностью породы и закономерно возрастает от рашшх щелочно-ультраосновных к поздним щелочнограннтным породам, что позволяет по Si-O радикалу этих минералов предсказывать химические условия их кристаллизации.

Процессы накопления элементов при длительной дифференциации приводят к уникальной рудоносностн K-щелочных комплексов. Это Pt,Cr,апатит, огнеупоры, вермикулит, самоцвет Сг-днопснд в ранних породах, К-А1 сыппырпты и К-керамика в сиенитах, Zr,Nb,TR- в агпаитовых гранитах, самоцвет-чаронт, Ba-Sr-карбонатное сырье, TR и Nb в карбона-тнтах и U,Au, Pb,Zn,Cu,Ag,Mo,Ti,Nb в гидротермальных образованиях.

Соотношение изотопов Sr, Nd, Pb говорит о глубинном зарождении магм комплекса н мантийном их происхождении. Эти же данные свнде-

тельствуют о различии мантийного субстрата в разных частях ареала магматизма.

Обнаружение расплавных включений и высокие температуры их гомогенизации свидетельствуют о магматической природе остаточного расплав-флюида, из которого произошли экзотические карбонатиты и чарон-товые породы. Открытие вулканических аналогов редкометальных плю-мазитовых граннтов-ОНГОНИТОВ и для агпаитовых гранитов находки коменднтов и пантеллеритов, а так же вьшвление в рудоносных гранитах и пегматитах включений расплава и высокие температуры их гомогенизации подтверждают их магматический генезис.

Основные работы автора по теме диссертации.

Монографии:

1. Коваленко В.И..Кузьмин М.Н.,Зонепшапн Л.П.,Нагибина М.С.,Павленко АС., Владыкин Н.В.,Цеден Ц.,Горегляд А.В.Редкометальные гранитоиды Монголии (петрология,

распределение редких элементов и генезис).!! -М.:Наука.-1971.-200с.

2. Коваленко В.П.,Владыкин Н.В.г1апкдес Л.И.,Горегляд A.B. Щелочные амфиболы редкометальных гранитоидов.//-Н.:Наука.-1977.-228с.

3. Владыкин Н.В.,Коваленко В.И.Дорфман М.Д. Минералогические и геохимические особенности Хан-Богдинского массива щелочных гранитов.// -М.:Наука.-1981 ,-135с.

4. Владыкин Н.В. Мннералого-геохнмические особенности редкометальных гранитоидов Монголии.//-Н.:Наука.-1983.-200с.

Статьи в жчрналах. сборниках, тезисы и труды конференций:

5.Коваленко В.И..Кузьмин M.II.,Владыкин Н.В. и др. Геохимическая характеристика цвиттеров- нового типа оловорудных метасоматитов Монголии.// ДАН СССР,-1970.-T.190,N3.-c.690-693.

6.Коналенко В.П.Кузьмин М.Ц,Цеден Ц., Владыкин Н.В. Литий-фтористый кварцевый кератофир (онгонит)-новая разновидность субвулканических магматических пород.// Ежегодник Ш9.,ЯГЛ'.Я.-1970.-с.85-88.

7.Коваленко В.II.,Кузьмин M.II.,Владыкин Н.В.,и др. Геохимическая специфика MZ-гранитов МНР и связанные с ними новые типы редкометальной минерализации.// Материалы конф. поев. 30-летию геологической службы МИР.-'Ь лан-Батор.-1971.-с.79-90.

8.Коваленко B.II.,Владыкин Н.В., Смирнов В.Н. и др. Первая находка псевдолейцитовых щелочных пород в МНР и их ассоциация со щелочными гранитоидами.//Ежегодник /97/.-#7"ХИ.-1972.-с.58-62

9.Коваленко B.II.,Кузьмин М.Н., Цеден Ц., Владыкин Н.В. и др. Зональность редкометальных м-ний МНР и место в ней оруяененняЛКритерии рудоносности метасоматитов.-Алма-Ата.-1972.-С.297-306.

Ю.Владыкин H.В.,Коваленко В.И.^Дапидес ПЛ. и др. Первая находка эдьпидита в Монголии.// Вопросы минералогии изверженных пород и руд Вост.Сибири.-Н.-1912.-с.6-\4.

П.Владыкин Н.В.,Коваленко В.Н.,Конусова В.В. Тантал и ниобий в MZ-гранптоидах МНР.//7*ал< лсе.-с.121-126.

12.Владыкин Н.В.,Коваленко В.И.,Кашаев A.A. и др. Новый силикат кальция и циркония-армстронгит.//ДЛН СССР.Л973.-T.209.N5.-с. 1185-U88

13.Владыкин H.B. Средние содержания и парагенезисы акцессорных минералов в MZ-гранитах МНР.// Вопросы минералогии Вост. Сибири.-Ирк. -1973.-С.13-19.

14.Владыкин Н.В., Коваленко В.И., Дорфман М.Д. Минералогия, геохимия и генезис ред-кометальных топаз-летшолит-альбитовых пегматитов МНР.// Новые данные о минералах СССР.-M.-1974.-B.23.-C.18-49.

15.Коваленко.В.II..,Владыкин Н.В..,Горегляд A.B. и др. Лугингольский массив псевдолей-цитовых сиенитов в МНР.// Язе. АН СССР,сер.геол.-1974. -N8.-с.38-49.

16.Наумов В.Б.,Коваленко В.И.,Владыкин Н.В. Термометрические исследования включений в топазах из отоншовЛ ДАН АН СССР.-1974. -t.199.N3.-c.681.683.

17.Vladykin N.V,Kovalenko Lapides I.L. V.I, A new Ca-Zr silicate armstrongite.armstrongite-elpidite isomorphic serie and mineral paragenesise of Zr-mineral in alkalite granite pegmatites.// In IMA, generalmeeting.-Regensburg.-\914.-c.\(S-\ 1.

18.Владыкин H.B.,Антипин B.C., Коваленко В.И. и др. Химический состав и генетические группы турмалина MZ-гранитоидов МНР.// ЗВМО. -1975.-ч.104.-в.4.-с.403-412.

19.Владыкни Н.В. Геохимическая методика извлечения акцессорных минералов из грани-то идов и расчет их количественного содержания.// Совещание молодых ученых по минералогии геохимии и методам исследования .ш/«г/>ало8.-Владпвосток.- 1976.-C.130-131.

20.Владыкин Н.В. Геохимические типы редкометальных гранитов МНР и их типоморф-ные минералы.// Там же,-с.24-25.

21.Владыкин Н.В.,Антипин B.C. Минералого-геохимические черты редкометальной зональности Унчужульского пегматитового поля в МНР.// Вопросы минералогии пегматитов Вост.Сибири.-\\.-'\916.-с.40-45.

22.Коваленко В.И.,Владыкин Н.В., Конусова В.В. и др. Проявления концентрированной TR-минерализации в пустыне Гоби.// ДАНЛ916. -t.230,N1.-c.209-2I2.

23.Владмкш! Н.В. Группа эльпидита-армстронгнта-новын изоморфный ряд водных Zr-силикатов.//11 обл. конф..мол.ученых. -И.-1976.-е. 15-23.

24.Наумов В.Б,Коваленко В.И.,Иванова Г.Ф.,Владыкин Н.В. Генезис топазов по данным изучения микровключений.// Геохимия.Л 977.-N3. -с.228-235.

25.Коваленко В.И.,Антипин B.C.,Владыкин Н.В.н др. Коэффициенты распределения F,Nb,Ta,La,Vb,Y,Sn и W в онгонитах.//ДАН СССР.Л911. -t.233,N5.-c.95 1-953.

26.Коваленко В.II.,Самойлов В.С.,Владыкин Н.В.и др. Геохимическая характеристика пород приповерхносного карбонатитового комплекса в пустыне Гоби.// Геохимия,-1977.-N9.-с.1313-1326.

27.Коваленко В.И, Владыкин Н.В, Горегляд A.B. Восточная Монголняновая провинция редкометальной минерализации.// Основные проблемы геологии .Монголии.-М.:Наука.-1977.-b.22.-c.189-205.

28.Коваленко В.II.,Владыкин Н.В.,Самойлов В.С.и др. Редкоземельные элементы в породах приповерхносных карбонатитовых комплексов МНР.// Геохимия. -1977.-N 12.-е. 1831-1842.

29.Баскнна II.A, Волчанская II.К, Коваленко В.И, Самойлов В.С, Владыкин Н.В. и др. К-щелочной вулкано-плутонический комплекс в МНР и связанная с ним минерализация.// Советская геология.-1978.-N4.-c.86-99

30.Владыкин Н.В. Геохимические особенности и типоморфнзм минералов редкометальных гранитоидов Вост.ЫонготтЛ Автореферат канд. дис. -Иркутск.-1978.-е. 1-30.

31.Вахрущев В.А., Владыкин Н.В. Апатат-титаномагнетитовые руды карбонатитового комплекса Ю.Монголии.// Геология рудных месторождений. -1979.-N1.-c.93-96.

32.Коваленко.В.II., Владыкин H.B., Смирнов В.Н. и др. Позднепалеозойские Li-F редко-метальные граниты Ю.Монголии.//ДАН СССР.-1979. -T.244,N2.-c.430-434.

33.Коваленко В.II.,Владыкин Н.В.,Смирнова Е.В.Об индикаторной роли европия в акцессорных минералах.// Геохимия,-1979.-N9.-c. 1289-1307.

34.Владыкнн Н.В. Типохимизм цирконосиликатов щелочных пород.// Геохимия эндогенных процессов.-Иркутск.-1979.-е. 144 -148.

35.Коваленко В.П.,Самойлов В.С.,Владыкин Н.В.и др. Редкометальные карбонатнты н апатнт-магнетитовые породы Монголии.// Геология и магматизм Монголии,-М.:Наука.-1979,-B.30.-C.158-167.

36.Сандимнрова Г.П,Плюснин Г.С,Коваленко В.И,Владыкин Н.В. Возраст щелочных гранитов по данным Rb/Sr отношения.// Геология и геофизика.- 1980.-N2.-c. 150-155.

37.Ковалеико В.И.,Антипин В.С.,Владыкин Н.В.и др. Коэффициент распределения РЗЭ между апатитом и ОМ меланефелинитов и проблемы происхождения апатит-магнетитовых пород.//ДЛ Я.-1980.-T.255,N5.c. 1265-1268

38.Владык1Ш Н.В., Коваленко В.И. Типохимизм Zr- и Ti-силикатов в щелочных породах.// Научные основы и практ.использование типоморфизма лшяе/>сиог.-М.:Наука.-1980.-е. 158-168.

39.Коваль П.В.,Коваленко В.И.Дапидес И.Л.,Владыкин Н.В. Главные изоморфные ряды и вопросы номенклатуры слюд.//Породообразующие минералы.-Ы.: Наука.-1981.-с.139-150.

40.Рябчиков И.Д., Коваленко В.И., Диков Ю.П., Владыкин Н.В. Мантийные Ti-сод.слзодыхостав, условия образавания и возможная роль в генезисе К-щелочных пород.// Геохимия.-1981 .-N6.-c.873-888.

41.Владыкнн Н.В. Геологическое строение Мурунского массива,место в нем псевдолейцит, (сынныритоподобных) сиенитов и их хим.состав.// Проблемы хоз.осеоения зоны БАМ,-Новосибирск,-1981-е. 106-113.

42.Владыкин Н.В., Коваленко В.И., Смирнова Е.В. Редкоземельные элементы в минералах Монголии.// Геохимия TR-элементов в эндогенных и/)О1/есса*.-М.:Наука.-1982.-с.178-20б.

43.Коваленко В.И.,Антипин В.С..Владыкин Н.В.и др. Коэффициенты распределения в апатитах и поведение РЗЭ в магматических процессах.// />охилшя.-1982.-Ы2.-с.230-243.

44.Коваленко В.11., Антипин B.C., Наумов В.Б., Владыкин Н.В. Минералогические критерии и связи редкометального оруденения с кислым магматизмом.// Минералогические критерии связи кислого магматизма с рудной минерализацией.-Л.:Н&ука.-19%2.-с.30-39.

45.Владыкнн Н.В. Типохимизм минералов из пегматитов Монголии.// Геология,минерал.,геохимия и генезис пегматитов.-Ир.-1982.-с.74-7б.

46.Владыкнн Н.В., Богачева Н.Г., Алексеев IO.A. и др. Новые данные о чароите и чарои-товых породах.// Минералогия и генезис цветных камней Вост. Сибири.-Н.:Наука.-1983.-с.41 -57.

47.Брандт С.Б., Ленин B.C., Солодянкина В.Н., Колоснищща Т.Н., Владыкин Н.В. Выявление процессов смешения мантийного и корового вещества по изотопам.// Советская геология.-1983.-N5.-c. 148-149.

48.Владыкш Н.В. Калиевые щелочно-ультраосновные породы Мурунского массива и их рудоносность.// Ультраосновные массивы и и* металл ог?ния.-Владивосток,-1983.-е. 148-149.

49.Владыкин Н.В.Дриц В.А.,Коваленко В.И. Монголит-новый минерал из щелочных гранитов.// Научные труды Л/ин.лузея.-Улан-Батор, МНР. -1985.-N8.-c.3-10.

50.Владыкин Н.В. Геохимические особенности и происхождение и рудоносность К-ультращелочных порой..!IГеохимия ц.и.-М.-1984.-С.34-35.

51.Владыкин Н.В. Петрохимические и геохимические особенности лампроитов Мурунского массива.// Формационное расчленение, генезис и металюгения ультрабазитов.-Свердловск.-1985.-е. 160-161.

52.Владыкин Н.В. Биотитовые пироксениты-новый генетический тип апатитоносных пород.// Формационное расчленение, генезис и металлогения улътрабазитов.-Сверяпоъск.-\985.-с.129-130.

53.Владыкин Н.В. Минералого-геохимические особенности чароитовых пород и вопросы их происхождения.//1 геммол.сов.М(Ч).-1985.с.21 -22.

54.Владыкин Н.В. Схема магматизма Мурунского ультракалиевого щелочного комплекса.// Петрология, рудоносность и корреляция маг.образований,флюидный режим эндогенных процессов. -Ирк.-1985.-С.28-299.

55.Владыкин Н.В. Первая находка лампроитов в СССР.// ДАН СССР. -1985.-T.280,N3.-с.718-722.

56.Владыкин Н.В. Дриц В.А.,Коваленко В.И.и др. Новый силикат-монголит.// ЗВМО,-1985.- B..N1.-c.374-377.

57.Владыкнн Н.В. Петрохимические к минералогические особенности К-щелочных вулка-нитов-лампроитов.//Вулканизм и связанные с ним процессы.-Петр.-Камч.-1985.-B.2-c. 156-157.

58.Добровольская М.Г., Малов B.C., Владыкин Н.В. Минералы платины и палладия в чароитовых породах.//ДАН СССР.- 1985.-T.284,N2.-c.438-442

59.Vladykin N.V.Zn-montmorilonite in alkalin granite pegmatites// 5th-Meeting of the European gley groups.-Prague,CSSR.-1985.-c.615-618.

60.Владыкнн 1Г.В.,Коваленко B.II. Изоморфизм в мантийных слюдах.// Кристаллохимия мин-лов. Тр. 13 с'езда ММА .-НРБ,София.-1986.-C.317-326.

61.Владыкин Н.В. Кристаллохимия,парагенезис, условия образования чароита- нового поделочного камня Л Морфология и фазовые равновесия минералов. ТрЛЗс'езда ММА.-София,НРБ.-1986.-с.387-394.

62.Владыкин Н.В.и др. Химизм ультаосновных-щелочных пород и их рудоносность.// Происхождение магматических формаций е истории Земли. Всес.петр.соеещ,-Новосибирск.-1986.-c.169.

63.Плюсшш Г.С., Воробьев Е.И., Сандичиропа Г.П., Владыкин Н.В. О генезисе Мурунско-го щелочного массива по Sr,Pb,C,0 -данным.// II Всес. симпозиум геохимии изотопов.-М.-1986.-С.256-266.

64.Владыкин Н.В. Средние содержания ред.элементов в породообразующих м-лах щелочных пород, как критерии их рудоносности.// Минеральные кларки и природа ихустойчивости,-Душанбе.-1986.-с.228-229.

65.Коваль П.В.,Владыкин Н.В.и др. Средние хим.составы и номенклатура слюд из магматических образований МНР.// Там же,-с.256-258.

66.Владыкин Н.В., Коваленко В.И., Ариунбелэг и др. Химический состав и геохимические особенности слюдХалхинголовского района.// Н.тр. Мин. Музея. -МНР.-1988.-c.9-21.

67.Владыкнн Н.В. Геологическая позиция и геохимические особенности лампроитов Алданского щита.// Геохимия и физико-химическая петрология магматизма.-М.-1988.-е. 119-120.

68.Владыкин Н.В. Геохимическая специализация и рудоносность К-щелочных магм.// Геохимия и физико-химическая петрология магматизма. -M.-1988.-C.230-231.

69 Лутков B.C., Шахалнева З.А., Шарапов Н.В.,Владыкин Н.В. Ксенолит глиммерита в щелочных базальтоидах Ю.Тянь-Шаня-новое свидетельство мантийного метасоматоза.// ДАН CCCP.-1989.-T.305,N5.-c.l219-1224.

70.Махоткнн И.Л.,Владык1Ш Н.В.,Аракелянц М.М. О возрасте лампроитов Алданской провинции.//ДЛЯ СССР,-1989.-T.306,N3.-c.703-707.

71.Панина Л.Н.,Моторика Н.В.ДИарыпм В.В.,Владыкин Н.В. Биотитовые пироксениты и мелилито-монтичеллито-оливиновые породы М.Мурунского щелочного массива.// Геол. и геофизика.-1989.-ЬИ2-сА1-5\.

72.Владыкин Н.В. Геохимия, генезис и рудоносность К-ультра-щелочных пород.// 14 конгресс Л"ЯГЛ.-НРБ,София.-1989.-е. 143-145.

73.Шарапов Н.В,Лутков В.С,Владыкин Н.В. Мантийные слюды в щел.базальтоидах Тянь-Шаня.//Изв.Тадж.АН.Деп.ВННИТИ.-19«9.-Ы5607В 89.-е. 1-41

74.Владык11н Н.В. Лампроиты Алданского щита .//Основные направления повышения эффективности и кач.геол.разв.работ на гтюзы.-И.-1990. -с.244-245

75.VIakykiv N.V. On the genesis oh charoite rocks.//77i? General Meeting of the Intern. Min. As.Abstracts.-Beijing China.-1990.p.689-690

76.Vladykin N.V. Carbonatites of K-alkaline complex of Aldan, North Pamir and South Mongolia Л Fifth International Kimberlite Konference.Araxa, Extended Abctracts. CPRM-SpesiaI РиЬ/icarion.-Brasilia.-1991 .-p.576.

77 Vladykin N.V. Chemical composition and Geochemical Features of micas from lamproites of the Aldan Schield.// Там же.-р.5П.

78.Vladykin N.V. Geological position, petrology and geochemistry of lamproites Aldan schield.// Там же.-р.578.

79-Мохов A.M.,Горшков A.H.,Владыкин Н.В..Коваленко B.II. Изоморфизм элементов по данным микродифракции электронов и энергодисперсионного анализа.// Изв.А Н, сер. физическая.-1993.-т.57, N2.-с.50-56.

80.Mitchcl R.H.,Vladykin N.V. Rare-earth element-beaming tausonite and potassium barum titanes from the Little Murun potassic alkaline complex.// Mineralogical Magazin.-1993.-v.57.-p.651 -665.

81.Могаровский B.B.,Владыкин Н.В. Редкие элементы в амфиболах из щелочных базаль-тоидов Юж.Тянь-Шаня.// ДАН Респ. Таджикистан.-1993.-Т.36 N4-5.-c.309-314.

82.Владыкин Н.В., Симонов В.А., Соколов С.А. и др. Температура образования минералов чароитовых пород.// Термобарогеохимия минерале/образующих процессов.В-3.Летучие компо-ненты.-Н.:Наука.-1994,- с.52-60.

83.ЛШсЬеП R.H.,Smith C.B.,Vladykin N.V. Isotopic composition of Sr and Nd in potassic rocks of the Little Murun complex, Aldan Shield, Siberia.// Li(/ioj,32.-1994.-p.243-248.

84.Шарыгин B.B.,Владыкин Н.В. Физико-химические условия образования лампроитов Волджиди Хиллс(Зап.Австралия).//Геология и геофизика. -1994.-t.35.N4.-c.59-67.

85.Vladykin N.V.,Mitchell P. Geochemistry and ores-bearing K-alkali rocks.// IVjont intrnational symposium on exploration geochemistry. /4fcifracfj.-1994.-v.l.-p.50-51.

86.\1adykin N.V.,Cypukova E.A. Potential platinum-bearing of K-alkali ingeous rocks.// IVjoint international symposium on exploration geochemistry. Abstracts.-1994,-v.1.-p. 178-179.

87.\ladykin N.V. Geochemical model processes of the differetiation of K-alkaline rocks from Aldan,Russia.///A/V4,./- 6th General Meeting. Abstracts.-РЫ, Italy.-1994.-p.4-31.

88.Панина Л.И.,Владыкин Н.В. Генезис лампроитов Мурунского массива.// Геология и геофизика. -1994.-t.35,N12.-c.l00-l 13.

89.Vladykin. N.V. Geochemistry and genesis of lamproites of the Aldan shield.// In: Sixth International Kimberlite Conference, Extended ai^iracrj.-Russia,Novosibirsk.-1995.-р.бб0-бб2.

90.Владыкин H.B.,Гранина E.M. Магматизм и петрохимия дифференцированной серии К-щелочных пород и лампроитов Алд,ш&ЛМагматизм и геодинамика, кн.2 Формации и серии магматических и метаморфических пород. -Уфа.-1995.-с.37-38.

91.Владыкин Н.В., Сандимирова Г.А. и др. Процессы дифференциации в комплексах К-щелочных пород и лампроитов и некоторые вопросы их генезиса.// РФФИ в

Сиб.регионе. Т.2,Петрология, геохимия и металлогения. -Иркутск.-1995.-С.23-24.

92.Владыкин Н.В..Сандимирова Г.А.и др. Изотопный состав Sr87/Sr86 в лампроитах Алданского щита.// XIVсимпозиум по геохимии изотопо$.-Ы. -1995.-c.37.

93.Владыкин Н.В. Изотопный состав РЬ в породах Мурунского ультракалиевого щелочного массива.// Там лее.-с.38-39.

94.Владыкин Н.В. Дус.матов В.Д.,Коваленко В.И. и др. Полилитиониты -вопросы состава и генезиса.//ДЛЯ.-M.-1995.-t.345,N2.-c.223-226.

95.Владыкин Н.В. Билнбннский массив-раслоенный высокодифференцированный комплекс К-ультраосновных-щелочных пород.//ДЯ Я.-М.-1996. -t.349,N6.-c.972-975.

96.Владыкин Н.В. Дусматов В.Д.Химический состав слюд из щелочного массива Дарай-Пиоз7/ЗВЛ/0.-199б.-Ж.-с.84-94.

97.Панина Л.И.,Усольцева Л.М.,Владыкин Н.В. Лампроитовые породы Якокутского массива и Верхне-Якокутской впадины Л Геология и геофизика.-\996.-т.31 ,N6.-cA6-27.

98.Vladykin N.V. Geochemistry and ore potential of potassium alkaline carbonatites of Aldan.///n.:30th International Geological Congress. Abstracts.- 1996.-V.2 of 3.-p.393.

99.Madykin N.V. Petrology .geochemistry and genesis of K-alkaline rocks,Aldan schield.// Там же.- p.394.

100.Mitchell R.H, Vladykin N.V. Compositional variation of pyroxene and mica from the L.Murun ultrapotassic complex, Aldan Shield, Russia.// Mineralogical Magazine.-1996.-v 60,N403.-p.907-925.

101.Владыкин Н.В.Геохимия и генезис лампроитов Алданского щита.// Геология и геофи-swka.-1997.-t.38,N 1.-е. 123-136.

Информация о работе

Владыкин, Николай Васильевич
доктора геолого-минералогических наук
Иркутск, 1997
ВАК 04.00.08

Автореферат

Похожие работы