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.