2012

News Registration Abstract submission Deadlines Excursions Accommodation Organizing committee
First circular Second circular Abstracts Seminar History Program Travel Contact us
Новости
Первый циркуляр
Второй циркуляр
Регистрация
Оформление тезисов
Тезисы
Программа
Участники
Размещение
Экскурсии
Проезд
Важные даты
Оргкомитет
Обратная связь

Тезисы международной конференции

Рудный потенциал щелочного, кимберлитового

 и карбонатитового магматизма

Abstracts of International conference

Ore potential of alkaline, kimberlite

and carbonatite magmatism

Процессы дифференциации, расслоения и рудоносности в К-щелочных системах, на примере Мурунского массива, Зап. Алдан.

Н.В.Владыкин

Институт геохимии СО РАН,  E-mail: Vlad@igc.irk.ru

 

В лейцитовых К-щелочных системах проявлены по крайней мере 2 типа парагенезисов, отвечающие 2 формационным типам, имеющим разную рудоносность.  Первый тип- это парагенезисы с плагиоклазом, типичным представителем которого являются прибрежная группа итальянских вулканов во главе с Везувием. С ними неизвестны рудные проявления и отсутствуют породы карбонатитового семейства. Второй тип- это парагенезисы без плагиоклаза, так называемый лампроитовый тренд. С ними связаны месторождения различных элементов и карбонатиты. Наиболее типичные представители этого типа Мурунский и Билибинский массив на Алданском щите.

Мурунский массив является классическим представителем уникальных комплексов агпаитовых К-щелочных пород. Площадь массива 150 км2, возраст 145 млн лет. Для этих комплексов характерна лампроитовая специфика кристаллизации первичной магмы. Из-за высокой калиевой щелочности при кристаллизации магмы интенсивно проявляются процессы дифференциации и расслоения магматического расплава. Эти процессы характерны для всех этапов становления интрузии, от ранней ультраосновной-щелочной фазы, затем для главной лейцит-сиенитовой фазы и кончая поздней остаточной силикатно-карбонатной фазой внедрения магмы (Владыкин 2000, 2005, 2008). Мурунский массив делится на Западный Большемурунский и Восточный Маломурунский выходы. Далее речь пойдет о последнем. В зависимости от тектонической активности территории наблюдается два типа дифференциации, при становлении К-интрузий. При отсутствии тектонических движений проявлен  первый тип- камерная кристаллизация, представителем которой является Билибинский массив (площадью 150 км2 и возрастом 140 млн.лет) на Центральном Алдане. И при интенсивной активности территории второй тип - многофазное внедрение и кристаллизация дифференцированной магмы, как на Мурунском массиве. Для обоих типов характерен полный ряд дифференциатов от ранних К-ультраосновных-щелочных пород, через основные и средние породы до щелочных гранитов (рис.1). Отдельно можно рассматривать дифференциацию и расслоение остаточной от кристаллизации всех этапов К-щелочной магмы силикатно-карбонатную расплав-флюидную жидкость, которая дает начало чароитовым породам и карбонатитам. После кристаллизации магматического этапа наступает интенсивный гидротермальный этап, проявленный окварцеванием и сульфидизацией всех ранних пород. С ним связано образование месторождений и проявлений U, Th, Au, Ag, Mo, Cu, Pb, Zn, Ti  и Nd. Приконтактовая реакция сликатно-карбонатной расплав-флюидной жидкости с вмещающими доломитами кровли приводит к образованию метасоматических кальцит-рихтерит-тетраферрифлогопитовых пород с месторождением К-рихтерит-асбеста. Для всего комплекса пород Мурунского массива характерны процессы силикатного и силикатно-карбонатного расслоения.

 

 

Рис.1. Парные  и тройные корреляции петрогенных элементов Маломурунского массива.

 

Детальная схема магматизма пород Мурунского комплекса (Маломурунского масс-сива) следующая. Ранняя фаза массива проявлена в СВ части массива (Мартовская аномалия).

Самые ранние породы - это оливин-шпинелиевые и оливин- монтичеллит- фло-гопит- пироксеновые породы с мелилитом, которые в виде ксенолитов встречаются в Bt-пироксенитах. По данным термобарогеохимии  (Панина, Моторина 1989) температуры их кристаллизации  следующие (в град. С): оливин-1500, монтичеллит-1400, пироксен- 1300, мелилит и апатит- 900. Главные представители ранней  фазы- это К-ультраосновные-щелочные породы расслоенной серии: Bt- пироксениты (Bt+Py+Ap), лейцитовые шонкиниты (Bt+Py+Lц), калишпатовые шонкиниты (Bt+Py+KFsp), оливиновые лампроиты (Ol+Bt+Py+Lц+KFsp), К-ийолиты (Ks+Bt+Py+Gr). Мощность слоев пород 1-5 м, контакт пород серии с вмещающими породами тектонический.

Главная фаза массива представлена расслоенной серией различных сиенитов: это лейцитовые сиениты- сынныриты (Bt+Py+Lц), кальсилитовые сиениты (KFsp+Ks), калишпатовые сиениты (Bt+Py+KFsp), лейкосиениты(KFsp) и в небольшом количестве кварцевые сиениты (KFsp+ Qu). Они образуют переслаивающиеся тела, мощностью 1-3 м. Переслаиваются не только сиениты разного минерального состава, но и и разной текстуры и меланократовости, то есть слои мелкозернистые и крупнозернистые, лейкократовые и меланократовые. Последними в этой серии кристаллизовались дайки и шток щелочных гранитов. Породы главной фазы занимают более 50% площади массива и располагаются в центральной части Маломурунского массива.

Следующая фаза массива вулканическая. Она представлена лавами и покровами, туфо-лавами, лаво-брекчиями так же расслоенного комплекса лейцитовых фонолитов, лейцититов и лейцитовых лампроитов. С этой фазой внедрения связаны различные дайковые породы: лейцитовые тингуаиты, Kfsp-K-Rix-Bt-Py лампроиты, эгирин- KFsp-kальсилитовые сиениты с таусонитом, эгирин- KFsp -kальсилитовые сиениты с К-батиситом, KFsp-эгирин-лампрофиллитовые сиениты и кальсилит-эгирин- эвдиалитовые луявриты. Вулканические породы располагаются в центре и в Северной части массива, а дайки по всему массиву.

И последняя фаза массива представлена расслоенным комплексом силикатно-карбонатных пород чароит-карбонатитовой серии. Они представлены микрокалишпатитами, калишпат-пироксеновыми и кварц-кальцит-калишпат-пироксеновыми породами, чарои-товыми породами различного минерального состава и карбонатитами. Среди карбонати-тов выделяются 3 разновидности – бенстонитовые, кальцитовые и кварц- кальцитовые с графическими структурами. Породы этой серии занимают площадь в 10 км2 в ЮВ приконтактовой части массива. Этот остаточный расплав-флюид, обогащенный щелочами был реакционный и  реагирует с ксенолитами лампроитовых даек, а провес доломитовой кровли над этими породами превращен в кальцит-К-рихтерит-тетраферри-флогопитовые породы. Все породы массива секутся гидротермальноми кварциевыми жилами с различ-ной рудной минерализацией и наблюдаются зоны окварцевания и сульфидизации пород.

На петрохимических диаграммах (рис.1) наблюдается единый тренд составов пород от ультраосновных до гранитных, что подтверждает гомодромность пород комплекса. На спайдердиаграммах (рис 2) наблюдается общая тенденция поведения редких элементов в карбонатитах, что так же свидетельствует об их генетическом родстве. Проведенные термобарогеохимические исследования (Панина и др. 1987, 1989), показывают, что кристаллизация первичной магмы начинается с оливина при t- 1500 град. С, лампроиты кристаллизуются при t- 1200-1050 град. С, В расплавных включениях в монтичеллите  наблюдается силикатно-карбонатная несмесимость, причем силикатная составляющая отвечает составу лампроитов, а карбонатная –карбонатитам.

Рис.2. Спайдердиаграмма карбонатитов Маломурунского массива.

 

В некоторых сиенитах  и чароитовых породах так же наблюдаются округлые выделения карбонатитов. Кроме того в сиенитовых  и силикатно-карбонатных породах массива встречаются все минералы, характерные для лампроитов- К-рихтерит, К-батисит, вадеит, делит, прайдерит. В них как и в лампроитах не кристаллизуются плагиоклаз и нефелин и геохимическая специфика так же аналогичная. Исходя из этих данных мы  считаем, что состав первичной магмы Маломурунского массива был близок к лампроитовому и породы массива – производные раскристаллизованной высокодифференцированной расслоенной лампроитовой магмы. В мире больше нет примера такого объема лампроитовой магмы. Этим же объясняется и уникальность минерала чароита, который даже в микроколичествах не встречен ни где в мире. Термобарогеохимические исследования чароитовых пород и карбонатитов (Прокофьев и др. 1989, Владыкин, Симонов 1994) показывают, что их кристаллизация начинается из расплава при t-750 град.С. Экспериментальные данные ступенчатого распада бенстонита (до 12 фаз) (Воробьев 1988) подтверждают начальную t-750 град. С. Метасоматическим генезисом чароита невозможно объяснить структуры течения в этих породах и образования сливных зон закалки. Кроме того кварциты самая инертная для метасоматоза среда и нужно привнести все компоненты и на контакте чароитовых пород с кварцитами наблюдается всего10 см зон контактового взаимодействия.

По данным геохимии изотопов Nd и Sr (Владыкин 2004) источником первичной магмы Маломурунского массива была обогащенная мантия ЕМ-1, возраст которой, определенный по изотопам Pb равен 3,2 млр лет.  

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ 12-05-00038-a.