«ПЕТРОЛОГИЯ И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ ФОРМИРОВАНИЯ ЛАМПРОФИРОВ ЧУЙСКОГО КОМПЛЕКСА (ЮВ АЛТАЙ-СЗ МОНГОЛИЯ) ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ

ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛОГИИ им. В.С. СОБОЛЕВА

СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

На правах рукописи

ВАСЮКОВА Елена Александровна

ПЕТРОЛОГИЯ И ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ ФОРМИРОВАНИЯ

ЛАМПРОФИРОВ ЧУЙСКОГО КОМПЛЕКСА

(ЮВ АЛТАЙ-СЗ МОНГОЛИЯ) 25.00.04 - петрология и вулканология Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель доктор геол.-мин. наук Борисенко Александр Сергеевич НОВОСИБИРСК –

СОДЕРЖАНИЕ

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ МЕЗОЗОЙСКИХ МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АЛТАЕ-САЯНСКОЙ ОБЛАСТИ

Глава 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ГЕОХРОНОЛОГИЯ ДАЕК ЧУЙСКОГО

КОМПЛЕКСА И ТАРХАТИНСКОГО МАССИВА

2.1. Геологическое положение исследуемых объектов

2.1.1. Геологическая позиция комплекса в структурах региона

2.1.2. Магматизм региона

2.1.3. История и причины выделения ареалов чуйского комплекса

2.1.4. Краткая геологическая характеристика изученных ареалов

2.2. Объект исследования

2.3 Геохронология даек чуйского комплекса и пород Тархатинского массива................

Глава 3. МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЛАМПРОФИРОВ

ЧУЙСКОГО КОМПЛЕКСА И СИЕНИТОВ ТАРХАТИНСКОГО МАССИВА

3.1 Петрографическая характеристика пород

3.2 Особенности состава минералов лампрофиров и сиенитов

3.2.1 Слюды

3.2.2 Пироксены

3.2.3. Полевые шпаты

3.2.4. Хлорит

3.2.5. Кварц

3.2.6. Апатит

3.2.7. Карбонаты

3.2.8. Оксиды

3.2.9. Сульфаты

Глава 4. ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЛАМПРОФИРОВ ЧУЙСКОГО КОМПЛЕКСАИ ПОРОД ТАРХАТИНСКОГО МАССИВА. ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ

4.1. Общие петрохимические характеристики

4.2 Геохимические особенности.

4.3. Сравнительный геохимический анализ исследуемых пород и других раннемезозойских лампрофировых комплексов Азии

4.4. Изотопный состав пород (Nd, Sr)

Глава 5. ТЕРМОБАРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ РАСПЛАВНЫХ И

ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В МИНЕРАЛАХ ПОРОД ЧУЙСКОГО КОМПЛЕКСА......

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ЛИТЕРАТУРА

Приложение 1

Таблица 3-1

Таблица 3-2

Таблица 3-3

Таблица 3-4

Таблица 3-5

Таблица 3-6

Таблица 3-7

Таблица 3-8

Таблица 3-9

Таблица 3-10

Таблица 3-11

Таблица 4-1

Таблица 5-1

Таблица 5-2

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ И СОКРАЩЕНИЯ

Ab – альбитовый минал в плагиоклазе An - анортитовый минал в плагиоклазе Ano – анортоклаз Ap- апатит Aug – авгит Bt – биотит Chl - хлорит Clt-Brt – целестинобарит Cpx – клинопироксен Di – диопсидовый минал в пироксене Dol - доломит En – энстатит Fl - флюорит Gth – гётит Fs – ферросиллит Hed – геденбергитовый минал в пироксене Hem – гематит Ilm – ильменит Kfs – K-Na полевой шпат Mag – магнетит Opx – ортопироксен Phl – флогопитовый минал железо-магнезиальных слюд Pl – плагиоклаз Qtz – кварц Rut – рутил Sd - сидерит Ttn – титанит (сфен) Wo – волластонитовый минал в пироксене Zrn – циркон BSE – силикатная часть Земли DM - деплетированная мантия HFSE – высокозаряженные литофильные элементы HREE – тяжёлые редкоземельные элементы LILE – литофильные элементы с большим ионным радиусом LREE – лёгкие редкоземельные элементы PM - примитивная мантия REE – редкоземельные элементы f – железистость минералов (f= Fe2+/( Fe2++Mg)) #mg – магнезиальность (#mg =MgO/(FeO+MgO)) HIMU, EMI, EMII - обогащённые мантийные источники вес.% - весовые проценты мас.% - массовые проценты н.п.о. – ниже предела обнаружения мкм – микрометр мм – миллиметр см - сантиметр м-ние - месторождение

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Дайковые комплексы известково-щелочных и щелочных лампрофиров, представленные такими породами как керсантиты, минетты, камптониты, вогезиты, мончикиты, часто проявлены в рудных районах разного металлогенического профиля, где они пространственно ассоциируют с разными типами оруденения близкого им по возрасту: Sn-сульфидным, Sn-Ag, Ag-Sb, Sb и Sb-Hg, Ag-Ni-Co, Au-As, Ag-Pb-Zn и другими. Одним из таких районов, модельным для решения различных рудно-петрологических задач является рудный район ЮВ Алтая и СЗ Монголии, в котором в раннем мезозое сформировались чуйский лампрофировый, тархатинский монцодиорит-граносиенитовый и теранжинский монцодиорит-гранитный комплексы и Ag-Sb, Sb и Sb-Hg, Ag-Ni-Co и другие типы оруденения (Оболенская, 1963, 1971, 1979, 1983, Кузнецов, 1975, Кузнецов и др., 1964, 1963, Митропольский, Кулик, 1975, Оболенский, 1985, Оболенский, Оболенская, 1968, Михалева, 1962, 1963, 1986, 1989, Борисенко и др., 1984, 1991, 1992, 2006, Врублевский и др., 2004, 2005, Крупчатников, 2010, Гусев и др.

1991, 2009, 2010, Павлова, 2010, Говердовский, Третьякова, 2012 и др.).

Чуйский дайковый комплекс насчитывает более 400 лампрофировых даек раннемезозойского возраста, и проявлен на территории в структурах Горного и Монгольского Алтая. В пределах комплекса разные исследователи выделяли от трех до шести отдельных дайковых поясов или ареалов. При этом было показано, что разные ареалы пространственно связаны с близкими по возрасту гидротермальными месторождениями и рудопроявлениями разных типов. Так, в Акташском ареале проявлено в основном Sb и Hg оруденение (м-ния Акташское, Курайское др.), в Южно-Чуйском ареала известны Mo-W (Калгутинское), Ag-Pb-Zn (Чаганбургазинское) и Cu-Ba-Hg (Джилкыдал, Отсалар) месторождения, в Юстыдском ареале преобладает Ag-Sb (Асгат, Озерное, Пограничное и др.) и Ni-Co-As (м-ние Асхатиин гол) оруденение.

Выяснение особенностей геологических условий формирования пород чуйского комплекса, общей хронологии его становления, пространственно-временных и генетических соотношений лампрофиров с другими магматическими образованиями и оруденением, изучение вещественного состава, геохимической специализации, включая изотопно-геохимические и геохронологические характеристики, является важной фундаментальной и прикладной задачей геологических и металлогенических исследований. Их изучение необходимо и важно как для построения корректных геолого-генетических моделей рудно-магматических систем, так и для разработки надежных прогнозно-поисковых критериев ассоциирующего Ag-Sb, Ag-Pb, Hg-Sb и Ni-Co-As оруденения.

Объектом исследования являются лампрофиры чуйского комплекса, породы монцодиорит-граносиенитового Тархатинского массива (ЮВ Алтай – СЗ Монголия), слагающие их минералы, расплавные и флюидные включения.

Целью работы является выяснение хронологии формирования, источников породообразующих расплавов лампрофиров чуйского комплекса и сопутствующих им сиенитов Тархатинского массива, их флюидного режима и металлоносности магматических флюидов.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Изучить геологическое положение даек лампрофиров в структурах Горного Алтая, внутреннее строение и морфологию самих даек.

2. Исследовать минеральный, химический и изотопный состав пород.

3. Охарактеризовать источники расплавов исследуемых пород.

4. Установить временные границы и общую хронологию формирования чуйского комплекса и связанного с ним оруденения.

5. Изучить флюидный режим кристаллизации лампрофиров, установить состав и металлоносность связанных с ними магматических флюидов Фактический материал и методы исследования. Для выполнения исследований автором были проведены полевые работы в 2009-2012 гг. В ходе них была собрана представительная коллекция, включающая более 118 проб из лампрофировых даек Южно-Чуйского, Юстыдского и Акташского ареалов чуйского комплекса и сиенитов Тархатинского массива. Кроме того, в работе использовался каменный материал, собранный сотрудниками лаборатории рудно-магматических систем и металлогении ИГМ СО РАН в 1970-90-е годы по Юстыдскому и Акташскому ареалам. Таким образом, в исследованиях было задействовано 130 проб лампрофиров и сиенитов, из которых было сделано 150 петрографических шлифов и более препаратов для изучения флюидных и расплавных включений.

По 39 пробам был определен валовый состав пород методом рентгеноспектрального флуоресцентного анализа (РФА). В 34 из них было определено содержание редких и рудных элементов (Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Sb, Cs, Ba, РЗЭ, Hf, Ta, Th, U, Hg, As, W, Pb, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Mo и Sn) методом ICP-MS на приборе ELEMENT фирмы Finnigan Mat). Для 6 проб пород был определен изотопный состав Sr и Nd методом (ИГГД РАН, Санкт-Петербург (аналитики В.П. Ковач, Н.Ю.

Загорская). Выполнено 11 определений возраста было сделано Ar-Ar методом по флогопиту и 3 определения – по циркону методом SHRIMP II (Центр изотопных исследований ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург). Для изучения состава минералов и стекол закалённых расплавных включений сделано более 500 микрорентгеноспектральных анализов (микроанализатор JEOL JXA8100, Cameca Camebax-Micro, LEO 1430 VP). Определение редкоэлементного состава минералов (7 анализов), а также состава и металлоносности флюидных включений выполнено методом LA-ICP-MS на приборе ELEMENT с лазерной установкой UP213 фирмы NewWaveResearch (USA) c ультрафиолетовым лазером Nd:YAG (длина волны = 213 нм). Для изучения флюидного режима применялись термобарогеохимические методы. Гомогенизация флюидных и расплавных включений проводилась в крио- и термокамерах (THMSG600 фирмы Linkam в диапазоне температур от -180 до +500 С и с помощью контрольно-измерительного комплекса ТК1500 в диапазоне температур от +25 до 1200 С). Состав газовой фазы включений и диагностика твёрдых фаз проводилась методом КР (рамановской) спектроскопии (КР-спектрометр Jobin Yvon Ramanor U-1000). Большинство аналитических работ проводилось на базе ЦКП Аналитического центра ИГМ СО РАН и лаборатории термобарогеохимии ИГМ СО РАН за исключением тех исследований, для которых место проведения указано выше.

Защищаемые положения.

1. По данным геологических и геохронологических исследований (U-Pb (SHRIMP) и Ar-Ar методы, таблица 1) длительность развития щелочного мезозойского магматизма на территории ЮВ Алтая и СЗ Монголии составляла около 20 млн лет и протекало в два этапа: (1) 251-242 млн лет и (2) 237-234 млн лет, которые проявлены во всех локальных ареалах чуйского комплекса. Первый и второй этапы завершились формированием Ag-Sb (240 млн лет) и Sb-Hg (234-231 млн лет) оруденения соответственно. Становление Тархатинского массива совпадает по времени с первым этапом формирования чуйского комплекса.

2. Материнские расплавы, формирующие лампрофиры разных ареалов, образовались при низких степенях плавления гранат-содержащих, в разной степени метасоматизированных мантийных источников, схожих по редкоэлементному составу, но отличных по изотопным характеристикам. Расплав по мере кристаллизации насыщался флюидными компонентами (F, P2O5, CO2, H2O), что привело к обособлению карбонатной или фосфатно-карбонатной жидкости. В расплавах Юстыдского и Акташского ареалов отделение карбонатной жидкости достигалось вследствие ликвации. В Южно-Чуйском ареале фосфатно-карбонатный расплав обособлялся на заключительной стадии кристаллизации пород как остаточная фаза.

3. Магматогенные флюиды, отделявшиеся от расплавов, формировавших лампрофиры Южно-Чуйского ареала, являлись окисленными хлоридно-сульфатными по составу. Более восстановленные флюиды расплавов Юстыдского ареала отличались присутствием метана в газовой фазе. Специфика металлоносности (Fe, Mn, Ag, Sb, Co, Ni и др.) флюидов отвечает составу профилирующих компонентов руд ассоциирующего с ареалами лампрофиров гидротермального оруденения (Ni-Co-As, Ag-Sb, Sb-Hg).

Практическое значение и внедрение.

1. Материалы диссертации могут быть использованы для уточнения легенды геологических карт Алтая, ЮЗ Тувы и СЗ Монголии, построения петрогенетических моделей рудно-магматических систем.

2. Установленный факт отделения карбонатной жидкости в процессе эволюции щелочно-базитового расплава указывает на возможность выявления карбонатитов в районе развития даек чуйского комплекса, что может иметь экономический интерес в связи с их потенциальной рудоносностью.

3. На примере Юстыдского ареала чуйского комплекса получены новые данные о генетической связи лампрофиров с Ag-Sb оруденением, что важно для разработки критериев поисков месторождений этого типа.

Научная новизна:

• Впервые двумя разными геохронологическими методами (Ar-Ar и U-Pb) уточнены и расширены границы времени проявления чуйского комплекса и выделены 2 этапа его формирования: 251–242 и 236–234 млн лет. Это свидетельствует о двух импульсах щелочного мантийного магматизма, которые проявились во всех трёх изученных ареалах чуйского комплекса.

• В результате петролого-геохимических, изотопных и геохронологических исследований доказана комагматичность лампрофировых даек Южно-Чуйского ареала чуйского комплекса и плутонических пород Тархатинского массива, который ранее выделялся в составе самостоятельного тархатинского комплекса. Показано, что становление данного массива приурочено к первому этапу формирования и может фиксировать одну из стадий эволюции магмы для щелочно-базитовых расплавов чуйского комплекса.

• Петро- и геохимические особенности лампрофиров чуйского комплекса (парные корреляции MgO-SiO2, Al2O3-SiO2, CaO-SiO2, FeO-SiO2, P2O5-SiO2, обогащение LREE, деплетирование HREE, минимумы по Sr, Nb, Ta, Hf, Zr, Ti) являются петротипическими для комплексов лампрофиров центрального и СЗ Вьетнама, СЗ Китая и Таймыра, проявленных в обстановках смены режимов сжатия-растяжения.

• Впервые для чуйского комплекса установлено, что в процессе эволюции щелочно-базитовых расплавов, формировавших лампрофиры, происходило отделение несмешивающейся преимущественно карбонатной или фосфатнокарбонатной жидкости, которая закристаллизовалась в виде оцелллей в лампрофирах Юстыдского ареала, или апатит-карбонатного цемента в интерстициях между сферолитами полевого шпата в лампрофирах Южно-Чуйского ареала. Этот вывод хорошо согласуется с существующими схемами эволюции силикатно-карбонатного расплава [Андреева, 2000; Соловова, 2005; Panina, 2005 Панина, Моторина, 2008].

• Впервые на основе изучения флюидных, кристалло-флюидных и расплавных включений в минералах лампрофиров чуйского комплекса определены особенности кристаллизации лампрофиров чуйского комплекса, установлены состав, свойства и металлоносность связанных с ними магматогенных флюидов. В них выявленны высокие содержания Sb, As, Hg и других рудных элементов, что подтверждает генетическую связь лампрофиров с Ni-Co-As, Ag-Sb и Sb-Hg оруденением, проявленным в ареале чуйского комплекса.

Личное вклад. Основу диссертации составляют исследования, проведенные в период 2009-2014гг. Автором в ходе полевых работ 2009-2012гг. была собрана представительная коллекция образцов лампрофиров Южно-Чуйского, Юстыдского и Акташского ареалов чуйского комплекса и пород Тархатинского массива. Автором была самостоятельно выполнена пробоподготовка для петрохимических, геоAr/39Ar методом, изготовление препарахимических исследований, датирования тов для КР-спектроскопии и термобарогеохимических исследований. Соискателем были выполнены все приведённые в диссертации микрозондовые анализы, термобарогеохимические исследования, КР-спектроскопия, проведена интерпретация полученных данных, написаны тексты статей и материалы тезисов.

Апробация работы.

Отдельные разделы диссертации докладывались на двух российских и пяти международных конференциях. Среди них: III Азиатская конференция по изучению флюидных включений (ACROFI III) и 14-ая Международная конференция по термобарогеохимии (TBG XIV) - Новосибирск 15-20 сентября 2010 г.; 5-ая Сибирская конференция молодых учёных (Новосибирск, 29. ноября-2 декабря 2010 г.);

Международная конференции «Лампрофиры и связанные с ними базитовые породы», (Рожанка, Польша, 14-17 октября 2010 г.); Международная Ассамблея Европейского союза по наукам о земле, EGU2012 (Вена, Австрия, 22-27 апреля 2012 г.);

Международная конференция по геохимии, Гольдшмидт2013 (Флоренция, Италия, 25-30 августа 2013 г.), Второе Российско-Казахстанское международное научное совещание «Корреляция алтаид и уралид: магматизм, метаморфизм, геохронология, геодинамика и металлогеническое прогнозирование» (Новосибирск. Россия, 1апреля 2014) Структура и объём работы.

Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы и содержит 166 страниц текста, 40 рисунков и 17 таблиц, 1 приложение. Список литературы включает 142 наименования.

Благодарности.

Работа выполнена в лаборатории рудно-магматических систем и металлогении ИГМ СО РАН под руководством д.г.-м.н. А.С. Борисенко, которому автор выражает глубокую признательность за внимание и поддержку, оказанную как в период полевых работ, так и на всех этапах написания диссертации. Автор искренне благодарит коллег, сотрудников ИГМ СО РАН, чл.-корр., д.г.-м.н. Г.В. Полякова, д.г.м.н. А.Э. Изоха, д.г.-м.н. О.М. Туркину, д.г.-м.н. Г.Г. Павлову, к.г.-м.н. А.А. Боровикова, к.г.-м.н. Р.А. Шелепаева, к.г.-м.н. А.В. Лавренчука, к.г.-м.н. Н.Н. Крука, к.г.-м.н. С.З. Смирнова, к.г.-м.н. В.П. Чупина, д.г.-м.н. С.Н. Руднева, к.г.м.н. В.М. Калугина, к.г-м.н. И.А. Андрееву, к.г.-м.н. В.А. Говердовского.

Работа выполнена в соответствии с планом научно-исследовательских работ лаборатории рудно-магматических систем и металлогении (214) ФГБУН ИГМ СО РАН и при финансовой поддержке грантов Президиума РАН (№27.1), РФФИ (№№14-05-00893, 10-05-00730, 11-05-12058-афи-м-211).

Глава 1. ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ МЕЗОЗОЙСКИХ

МАГМАТИЧЕСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ АЛТАЕСАЯНСКОЙ ОБЛАСТИ

Детальное изучение интрузивных комплексов АССО продолжается уже более 70 лет. Основы были заложены пионерскими работами А.Ф.Белоусова и Э.П. Изоха, в которых описывались методические основы расчленения и картирования вулканических и гранитоидных комплексов при региональных геологосъёмочных работах, а также были созданы первые базы данных по петрохимии, разработаны и реализованы принципы использования и графического показа на специализированных картах вещественных характеристик магматитов [Белоусов, 1976; Белоусов и др., 1972, 1974, 1982; Изох, 1978; Изох и др., 1975, Налетов, 1976;

Белоусов, Кривенко, 1983; Оболенская, 1983]. Однако появление новых изотопнорадиологических данных [Владимиров и др., 1994, Рублев, 1994, 1995; Борисенко и др., 2010; Врублевский и др., 2004a], данных о вещественном составе комплексов, полученные современными методами, а также введение в 1996 Петрографическим кодексом обновлённого понятия вулканического комплекса обусловили необходимость обновления легенды к картам региона. Это подразумевает не только корреляцию магматических комплексов, но и решение проблемы их выделения, выявление последовательности формирования внутри каждого комплекса и в целом региона. Эти задачи остаются актуальными и на сегодняшний момент.

Горный Алтай находится в западном сегменте Алтае-Саянской складчатой области (АССО) в составе Центрально-Азиатского складчатого пояса. Кроме Горного Алтая в этот сегмент на сегодняшний день включают горно-складчатые сооружения Кузнецкого Алатау, Салаира, Новосибирского Приобья, Колывань-Томской зоны, Горной Шории, Рудного Алтая и Кузбасса.

Комплексы щелочных базальтоидов проявлялись на разных этапах геологического времени. На сегодняшний день по литературным данным можно выделить главных района АССО со значимыми ассоциациями щелочно-базальтоидных пород.

1) В Горной Шории проявлена ассоциация долерит-лампрофирплагиогранитных пород, секущая углеродисто-терригенные толщи убинской свиты. Ассоциация пород, включающая щелочные базальтоиды, распространена в Бийско-Катунской формационной зоне и приурочена к Кузнецко-Алатаускому разлому. Впервые была выделена А.И. Гусевым [Гусев, 2005]. На основании геологических данных её возраст раннекембрийский. Отмечается, что породы этой ассоциации совмещены с золотосульфидным оруденением.

В этом же районе, на севере Кузнецкого Алатау, находится берикульский риодацит-базальт-трахибазальтовый комплекс, который коррелируется с трахидациттрахит-трахибазальтовым таштагольско-мундыбашским комплексом в Горной Шории. Оба комплекса отличаются повышенной общей и калиевой щёлочностью и имеют раннекембрийский возраст [Шокальский и др., 2000]. Особенности состава пород свидетельствуют об их принадлежности к известково-щелочной, умереннощелочной и шошонитовой петрохимическим сериям.

Также повышенная общая щёлочность и калиевость характерна для пород Леспромхозного монцогаббро-меланосиенитового комплекса. Массивы комплекса сопряжены с одноимённым железорудным месторождением. Возраст, состав и формационная принадлежность интрузивов постоянно дискутируются. Геохронологические определения не проводились, а геологические исследования разных авторов не дают точных результатов, указывая лишь на промежуток от раннекембрия до ордовика-силура [Шокальский и др., 2000].

Кроме того, на границе Горной Шории и Западного Саяна, в пределах Мрасского сектора магматического пояса выделена ассоциация девонских умереннощелочных габброидов [Владимиров и др., 1994; Изох и др., 1995]. Возраст петротипического Лужбинского массива установлен U-Pb методом по цирконам и составляет 409±19 млн лет.

2) В Томь-Колыванской зоне отмечаются несколько маломощных даек, прорывающих алевролиты и глинистые сланцы девона-нижнего карбона ярской свиты.

Слагающие дайки породы имеют порфиритовую структуру с оливином и клинопироксеном во вкрапленниках и преимущественно калишпатовой основной массой с флогопитом и клинопироксеном. Описываемые дайки авторы относят лампрофитоидным породам, называя оливин-пироксеновыми минеттами [Чистяков и др., 1990] или к керсантитами [Федосеев и т.д., 2005]. На основании петрохимических характеристик (недосыщенность кремнезёмом, повышенные содержания Cr, преобладание K над Na) можно предположить, что они имеют сложную гибридную природу с участием щелочно-базитового расплава. Возраст таких даек, полученный по вкрапленникам пироксена 40Ar/39Ar методом составляет 242,5±2,3 млн лет.

3) В Кузнецком Алатау находится горячегорский комплекс нефелинсодержащих и ассоциирующих с ними щелочных и умеренно-щелочных мезогипабиссальных пород. В том числе в его состав включают нефелиновые и безнефелиновые титан-авгитовые с баркевикитом камптониты [Уваров, Уварова, 2008]. Возраст определён по валовому составу пород Кия-Шалтырского массива, входящего в состав комплекса (Rb-Sr метод, 406±2,2 млн лет) [Gertner et al., 2007] и циркону из пегматоидных нефелиновых сиенитов (U-Pb метод, 400,9±6,8 млн лет) [Врублевский и др., 2004а].

Рядом с ним, на северо-западной окраине Северо-Минусинской впадины и прилегающей территории Кузнецкого Алатау проявлен базырско-ашпанский трахит-тефрит-трахибазальтовый комплекс. Он характеризуется присутствием редких нефелиновых пород с экстремально высокими содержаниями щелочей и глинозёма.

Самый молодой тергешский щелочно-базальтовый комплекс выделен по материалам изучения вулканических трубок взрыва и даек в Северо-Минусинской впадине [Соболев, 1988]. Все тела сложены трахибазальтами, базанитами, их эруптивными брекчиям, рвущими терригенные отложения девона и карбона. Определения их возраста варьируют от 65-45 млн лет (K-Ar метод, [Зубков, 1986]) до 77,9 по результатам изотопных исследований цирконов, [Mantle xenolites…, 1995] и 82- млн лет, определённым Ar-Ar методом с подтверждением палеомагнитными данными [Брагин и др., 1999, Мальковец, 2001].

4) В Горном Алтае, на юго-востоке Российского Алтая – северо-западе Монголии, щелочной магматизм развит наиболее широко. На правобережье р. Ирбисту у её выхода в Чуйскую впадину описаны покровные ирбистинские базальты, секущие метафлишоиды кембро-ордовикской горноалтайской серии. Их возраст не определён, но предположительно относится к раннему палеозою [Крупчатников, 2010].

Комплекс «эдельвейс», выделенный впервые Оболенской Р.В. [Оболенская, 1983, Врублевский и др., 2012], объединяет пироксениты, габбро, сиениты и карбонатиты. Ареал распространения комплекса ограничивается южным склоном Северо-Чуйского хребта в районе водораздела рек Кускунуур, Тюте и Джело. Силикатные породы соответствуют калинатровым до калиевых щелочным и субщелочным породам основного состава. Карбонатиты являются преимущественно кальцитовыми со второстепенными флогопитом, апатитом, доломитом и пиритом [Крупчатников, 2010]. Интрузивные тела комплекса прорывают известняки и вулканиты венда и раннего кембрия и перекрываются девонскими терригенно-карбонатными и вулканогенными отложениями девонского возраста. Sm-Nd изохрона по валовым составам пород трёх интрузивных фаз указывает возраст 474±37 млн лет [Врублевский и др., 2004б]; интегральный возраст полученный по флогопиту из слюдяного клинопироксенита Ar-Ar методом составляет 495±3,5 млн лет, по плато 506±3, млн лет [Врублевский и др., 2004а].

На среднепалеозойском этапе выделяется ранне-среднедевонский трахиандезит-дацит-риолитовый аксайский комплекс, объединяющий покровные вулканиты и комагматичные им субвулканические тела и дайки, в том числе лампрофиры, распространённые в пределах двух крупных вулкано-плутонических структур – Калгутиской и Аксайской [Крупчатников, 2010]. Породы комплекса сильно варьируют по содержанию кремнезёма при преобладании кислых разностей. В соответствии с классификационными диаграммами SiO2-K2O+Na2O и SiO2-K2O составы пород принадлежат к известково-щелочной и шошонитовой сериям [Крупчатников, 2010]. Попытки определения возраста аксайского комплекса принимались неоднократно [Амшинский, 1978, Мариич, 1975; Иванов и др., 1990, Крупчатников и др., 1993]. Но только U-Pb датирование (SHRIMP) цирконов из субвулканических риолитов и лейкогранитов показало узкий интервал значений возраста (402-406 млн лет), согласующихся с палеонтологическими и геологическими данными.

В раннем мезозое на юго-востоке Алтая наиболее масштабным комплексом щелочных базальтоидов является чуйский лампрофировый комплекс. Наряду с ним проявлены латитовые комплексы, имеющие базальтоидную природу – тархатинский монцодиорит-граносиенитовый (T1), айский сиенит-граносиенитлейкогранитовый (T1), теранджинский гранит-граносиенит-монцодиоритовый комплекс (T1) [Шокальский и др., 2000, Табакаева, 2011].

Различным аспектам геологии петрологии лампрофиров чуйского комплекса неоднократно освещались в статьях, монографиях [Оболенская, 1971, 1983; Михалева, 1989; Мельгунов, 1985] и фондовых материалах [Лашков, 1962, 1963; Гусев и др., 1991; Иванов, 1990 и др.]. Его вещественные характеристики свидетельствовали о сложной, гетерогенной природе магмы, формирующей лампрофиры, а значит, требовали дополнительных исследований. На происхождение лампрофиров ЮВ Горного Алтая существовало множество точек зрения. Так, В.Н. Трощенко (1960) предполагал, что дайки слюдяных лампрофиров Северо-Чуйских Альп связаны с гранитным плутоном, ещё не вскрытым эрозией. Л.А. Михалёва в своих работах (1962, 1963, 1986) предполагала, что дайки лампрофиров и диабазов синхронны по времени образования и являются производными одной базальтоидной магмы, но проявленными в различных геотектонических обстановках - предполагалось, что лампрофиры обогащены компонентами, свойственными гранитовым магмам.

Л.А. Михалёвой дайки лампрофиров и диабазов были отнесены к лампрофирдиабазовой формации и включены в состав выделенного ею теректинского комплекса. Р.В.Оболенская [1963, 1968, Оболенская, Фирсов, 1966] на основе детальных петрологических исследований и K-Ar датирования слюдяных лампрофиров Алтая пришла к выводу о формационной самостоятельности и отнесла их к производным щелочно-базитовых расплавов. В своей монографии она указывала на особую роль сквозьмагматических или интрателлурических [по Ю.А. Кузнецов, 1964] растворов - продуктов дегазации мантии. Слюдяные лампрофиры были выделены ею в особый «чуйский комплекс щелочных базальтоидов», возраст которого считался мезозойским, более молодым, по отношению к диабазам теректинского дайкового комплекса. С.В. Мельгунов (1985), вслед за А.С. Митропольским (1979), изучив особенности распределения щелочей и радиоактивных элементов в ряду:

базальтоиды нормального ряда (в том числе диабазы) – керсантиты – минетты, полагает, что повышенные содержания тех и других не могут быть объяснены простой дифференциацией базальтоидного расплава или результатом воздействия на неё подкоровых флюидов. Из существующих на тот момент гипотез, объясняющих природу лампрофиров, наиболее удачной и С.М.Мельгунов, и А.С.Митропольский и Л.А.Михалёва считали модель, согласно которой образование пород связано с процессом трансвапоризации базитовых расплавов [Садецки-Кардош, 1972] – относительного обогащения летучими компонентами и щелочами сухой основной магмы при прохождении её через ещё не до конца расскристаллизовавшиеся гранитные очаги. Источником воды, щелочей и летучих считаются постмагматические флюиды этих очагов или их низкотемпературные расплавы, обогащённые флюидом. Подобная схема образования лампрофиров была описана Митчеллом в работе [Mitchell, 1994], где он считал лампрофиры – полигенными породами, образованными при кристаллизации разных типов базальтоидных, в том числе лампроитовых и кимберлитовых магм, обогащенных летучими компонентами. Однако эта гипотеза применима не для всех лампрофировых ареалов. На сегодняшний день в связи с появлением новых данных по петрологии лампрофиров, их пространственновременных соотношений с проявлениями гранитоидного и базитового магматизма и т.д. наиболее обоснованной является гипотеза, связывающая образование щелочно-базитовых расплавов с декомпрессионным плавлением метасоматизированной мантии [Ndli, Z. еt al., 2010; Cooper, 1979; J. Pla Cid et al., 2011 и др.].

Новый толчок к изучению лампрофиров ЮВ Алтая дало проведение геологической съемки м-ба 1:50000 и составление новой серии геологических карт в рамках программы ГДП – 200 [Гусев и др. 1991, Пономарев, Попова, 2009 и др.], а также проведение специализированных исследований сотрудниками научных и производственных организаций и вузов по изучению магматизма Российского и Монгольского секторов Алтая. С 1985 по 2010 гг. были получены новые данные по географии развития мезозойского щелочно-базитового магматизма региона, определены основные ареалы его проявления (Южно-Чуйский, Актуринский, Актащский, Юстыдский и ряд более мелких локальных), установлены основные возрастные рубежи формирования, получены новые данные по петрологии и геохимии пород чуйского комплекса и связи с ним различных типов оруденения.

На ранних этапах исследований этого комплекса с ним парагенетически связывали проявления Ni-Co-арсенидной и Cu-Co-W (Каракуль, Кок-Куль), Ag-Sb (Озёрное, Пограничное Асгат и др.), флюоритовой (Каячинское, Бусыгинское, Кызыл-Арт, Тархата, Кызылчин), Cu-Pb-Zn и Ag-Pb (Чаган-Бургазинское, Кызылчин, Ирбисту, Тютё, Б.Шибеты) и ртутной (Акташ, Чаган-Узун и многие другие ртутные месторождения) минерализации Горного Алтая [Оболенский, Оболенская, 1968, 1982; Оболенская, 1971, 1979, 1981; Геология и генезис…, 1973, Борисенко и др., 1988, 1992]. Как правило, доказательством существования парагенетической связи выступали совмещение времени и места проявления оруденения и чуйского комплекса. Однако на сегодняшний день сохраняется вопрос вещественного подтверждения связи щелочного магматизма и оруденения, которому и посвящена часть данного исследования.

Согласно Петрографическому кодексу, лампрофиры относятся к семейству пород, не имеющих плутонических аналогов. Однако в пределах чуйского комплекса и субсинхронно с дайками лампрофиров проявлен монцодиоритграносиенитовый тархатинский комплекс. Он был выделен Кононовым (1977) наряду с такими герцинскими щелочными комплексами Горного Алтая как айский, теранджикский и шибеликский. В состав комплекса входят два массива - Жанендыгуйский и Тархатинский. Расположение массивов в пределах ареала распространения лампрофиров чуйского комплекса, а также близость вещественного и минерального состава пород даек и массива явились предпосылками для гипотезы о том, что лампрофиры являются жильной фацией тархатинского интрузива [Черноморский и др., 1965] или комагматичны ему [Лашков и др., 1962, 1963; Иванов и др., 1990]. Однако, первые датировки, сделанные K-Ar методом (215-239 млн лет для Тархатинского массива, 183 млн лет для Жанедынгуйского и 163-250 млн лет для чуйского комплекса лампрофиров), показали не синхронность тех и других образований, что подчёркивалось секущим секущим положением даек, относительно Тархатинского массива. Эти факты привели некоторых исследователей [Долгушина, Мариич, 1975] к выводу об автономности плутонического и дайкового комплексов. Это определило их раздельное положение в легенде к Алтайской серии листов [Шокальский и др., 2000]. Тем не менее, дальнейшие исследования массивов и даек (уточнение их времени становления, сравнение их вещественного состава и изотопно-геохронологических характеристик) свидетельствует о сохраняющемся интересе к этим объектам, недостаточной их изученности и открытости вопроса их генезиса. На сегодняшний день существуют ещё две конкурирующие точки зрения, о включении тархатинского комплекса в состав белокурихинского гранитоидного [Табакаева Е.М., 2011] или в состав чуйского базитового [Крупчатников В.И., 2010] комплексов.

Наши данные о возрастах проявления чуйского комплекса разрешают вопрос о положении даек чуйского комплкса относительно Тархатинского массива, а полученные нами данные о вещественном (петро-, геохимическом, минеральном и изотопном) составе пород массива и лампрофиров в совокупности с литературными данными свидетельствуют об их комагматичности.

ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

И ГЕОХРОНОЛОГИЯ ДАЕК ЧУЙСКОГО КОМПЛЕКСА И

ТАРХАТИНСКОГО МАССИВА

2.1. Геологическое положение исследуемых объектов.

2.1.1. Геологическая позиция комплекса в структурах региона.. Ареалы развития чуйского комплекса расположены на юго-востоке Горного Алтая, протягиваясь на северо-запад Монголии, в центральной части Алтае-Монгольского террейна.

Вмещающие породы представлены толщами двух структурных ярусов: вендкембрийского и среднепалеозойского. Нижний венд-раннепалеозойский (V-Є-O) ярус сложен карбонатными (баратульская свита) породами, развитыми в основном в северной части района в пределах акташского ареала даек, вулканогенноосадочными и флишоидными толщами. Последние, находящиеся в Южно-Чуйском и Курайском хребтах, были метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации. Верхний структурный ярус представлен нижне-среднедевонскими вулканогенно-осадочными и средне-верхнедевонскими углистыми терригенными сформировавшиеся на герцинской активной континентальной окраине [Добрецов, Берзин и др., 1995, Буслов и др., 2003].

Район проявления комплекса сопряжён с крупными разломными зонами Кузнецко-Курайско-Кобдинской и Чарышско-Теректинско-Толбонурской (рис.2-1) Вдоль этих структур он протягивается в юго-восточном направлении от Айгулакского хребта на севере до южной части Делюно-Юстыдского прогиба в районе оз. Толбонур. Главной особенностью структурного положения ареала Чуйского комплекса является его приуроченность к узлу сопряжения ТеректинскоТолбонурской и Курайско-Кобдинской зон разломов и резкого изменения их простирания (рис. 2-1).

Рис. 2-1. Схема района распространения лампрофировых даек чуйского комплекса на территории Российской Федерации и Монголии (Составлена с использованием работ Добрецов и др., 1995, 2005;

Борисенко, Павлова и др., 1992) 1- кембро-ордовикские метаморфические породы; 2 – срдне-верхнедевонские отложения; 3 – четвертичные отложения; 4 – мезозойские гранитоиды (I-Алаха; II-Жанендыгуйский; III-Тархатинский; IV-Атуркольский;

V-Ценгесайский; VI-Нарынгольский; VII-Кызыл-Тау VIII-Калгутинский); 5 – другие гранитоиды региона; 6 – область распространения лампрофировых даек Чуйского комплекса; 7 – локальные ареалы лампрофиров в пределах чуйского комплекса (1 – Акташский, 2- Северо-Чуйский, 3 – Южно-Чуйский, 4 – Юстыдский, 5 – Калгутинский, 6 - Толбонурский) - чертой показаны преобладающие направления простирания даек ареала;

8 – тектонические зоны; 9 – разломы; 10 – государственная граница.

2.1.2. Магматизм региона. В районе развития чуйского комплекса проявлен разновозрастный гранитоидный, базитовый и щелочно-базитовый магматизм, относящийся к четырём этапам: раннепалеозойскому (Є-O), среднепалеозойскому (D), пермо-триасовому (P2-T1) и триас-юрскому (T3-J1) (Кузнецов В.А. и др., 1963, Кузнецов Ю.А., 1964, Скуридин, 1963, Михалёва, 1963, 1989, Оболенская, 1971, Владимиров и др., 1997, 2001, 2005, Шокальский и др., 2000, Kruk et al., 2011, Добрецов и др., 2005, Говердовский, 2004, Врублевский и др., 2004а,б, 2005, Борисенко и др., 2004, 2006, 2010, Гусев и др., 2009 и мн. др.). С раннепалеозойским этапом связано формирование интрузий таджилинского габбро-диоритового комплекса (Є1-2) в Курайском хребте, габбро-сиенитового с карбонатитами комплекса «эдельвейс» (Є1-2) в Северо-Чуйском хребте, вулканогенных образований курайского андезит-базальтового комплекса (Є1), венд-кембрийских офиолитовых комплексов и др.

Со средне-палеозойским этапом в районе проявления чуйского комплекса связано проявление гранитоидных интрузий: гранит-лейкограниты юстыдского (D3), гранодиорит-граниты рахмановского (D2), и габбро-диорит-граниты катандинского (D2) комплексов, дайки и силлы риолит-долеритового состава караоюкского комплекса (D3), а также вулканические образования аксайского трахиандезит-дацит-риолитового комплекса (D1), выполняющие прогибы и впадины (Аксайскую, Калгутинскую и др.) формирование дайковых комплексов щелочных базитов (чуйский, T1) и долеритов (теректинский, P3), и мелких интрузий граносиенит-монцодиоритовых теранжинского и тархатинского комплексов (T1), а также гранитов, относимых к атуркольскому комплексу (T1) [Шокальский и др., 2000].

Магматизм этого этапа связывают с развитием процессов раннемезозойского рифтогенеза, тектономагматической активизации в этом регионе и проявлением Сибирского мантийного плюма [Оболенский, 1985, Борисенко и др., 1992, 2006, Добрецов и др., 2005б, 2010, 2012, Владимиров и др., 200..].

Наиболее поздними проявлениями магматизма на юго-востоке Алтая Чиндагатуйского (J1) массивов и ультраредкометальных штоков и даек гранитпорфиров, онгонитов и эльванов восточно-калгутинского комплекса (T3-J1).

2.1.3. История и причины выделения ареалов чуйского комплекса. На юговостоке Горного Алтая – северо-западе Монголии разными исследователями закартировано более 400 даек лампрофиров. Дайки в пределах ареала распределены неравномерно, образуя вытянутые, протяжённые пояса или субизометричные скопления, ареалы. Выделение локальных ареалов развития даек лампрофиров в пределах чуйского комплекса, является, с одной стороны, достаточно условным, так как многие площади в его контуре перекрыты кайнозойскими отложениями Чуйской и Курайской впадин, склоновыми и моренными отложениями, а южная часть ареала слабо изучена на территории последующими отмечалась неоднородность вещественного состава даек по латерали. Таким образом, выделение ареалов является не условностью, а несёт петрологическую информацию и является необходимым для полного описания чуйского комплекса даек.

Р.В. Оболенская, впервые выделившая этот комплекс [Оболенская, 1963, 1968, 1971], объединила в него три локальных дайковых пояса, сопровождающих разломные зоны: Южно-Чуйский вдоль Чарышско-Теректинского разлома, СевероЧуйский – вдоль Актуринского и Курайский – вдоль одноимённого разлома (рис. 2а). Явное большинство пород даек являются слюдяными лампрофирами – минеттами. Однако в Курайском ареале резко преобладают керсантиты – более натровые, пироксен-слюдяные разновидности лампрофиров. Л.А.Михалёва [Михалёва, 1987] больше внимания уделила лампрофирам Юстыдского ареала, находящегося к востоку от первоначальных границ комплекса (рис. 2-2б). Она показала сходство слюдяных лампрофиров с лампрофирами чуйского комплекса, тем самым расширив границы последнего. Также ею была показана автономность лампрофиров относительно других базитов региона и юга Сибири – камптонитов и спессартит-диабазов. Подробная характеристика лампрофиров Юстыдского ареала приведена также в работе В.А. Говердовского [Говердовский, Третьякова, 2010].

В.В. Врублевским и В.И. Крупчатниковым были исследованы структурногеологические и вещественные характеристики даек в Саржематинском и Жумалинском ареалах (рис. 2-2б). В своих работах исследователи относят дайковые породы по петро- и геохимическим признакам к лампроитам, однако также присоединяют их к чуйскому комплексу.

Принцип выделения ареалов в данной работе было связано не только со скученностью даек, но и с их расположением в разделённых крупными разломами структурных блоках, сложенных различными по составу и времени формирования отложениями. В рамках данного исследования было изучены дайки из трёх ареалов – Южно-Чуйский (наиболее крупный, З-СЗ простирания, тяготеющий с системе Теректинско–Толбонурского разлома), Юстыдский (СВ простирания, ориентированный ортогонально к другим ареалам) и Акташский (З-СЗ простирания, связанный с Курайско-Кобдинским разломом) (рис.2-2в). В этих ареалах дайки проявляются практически одновременно, имеют схожий минеральный состав, и характеризуются общностью геологической позиции приурочены к долгоживущим крупным разломным зонам, а также имеют пространственно-временную совмещённость с разными типами оруденения. С другой стороны, имеются и существенные различия. Во-первых, это расположение ареалов в разных тектонических блоках, рознящихся как по возрасту, так и по составу (венд-кембрийские известняки, слабометаморфизованные терригенные и флишоидные толщи или девонские углистые сланцы). Во-вторых, ареалы Рис.2-2. Схемы разделения чуйского комплекса на ареалы по данным разных авторов (составлены на основе схемы Крупчатникова [2010]).

а - Оболенская, 1971; б - Крупчатников, 2010; в – данные автора.

1 – Делюно-Юстыдский прогиб; 2 – Чуйская межгорная впадина; 3-4 – дайковые ареалы чуйского комплекса (3 – выделенные, 4 - изученные): А - Акташский, Б – Бугузунский, Ж – Жумалинский, К – Курайский, С – Саржематинский, СЧ – Северо-Чуйский, Т – Ташантинский, ТВ – Тувинский, Ю – Юстыдский, ЮЧ – Южно-Чуйский, ТБ – Толбонурский, К - Калгутинский; 4 – интрузивные массивы тархатинского комлпекса:

Тр – Тархатинский, Жн – Жанендыгуйский; 5 - разломные зоны: а – главные (границы террейнов), б – второстепенные (внутриблоковые); 7 - область развития пород чуйского комплекса, 8 – государственная граница.

существенно отличаются по проявленной металлогении и масштабам развития разных типов оруденения в мезозойское время. В Акташском ареале развита преимущественно ртутная минерализация (чубеккольский ртутный участок, Курайское ртутное месторождение [Оболенская, 1971]. В Южно-Чуйском известны лишь небольшие рудопроявления Ag-Hg-Sb, Cu-U-Au, Ni-Co и Ag-Pb-Zn типа [Борисенко и др., 1992, 2011. К оруденению мезозойского этапа в Юстыдском ареале относятся Ni-Co-арсенидное (Асхатиин-гол), Cu-Co- сульфосольноарсенидное (Моген-Бурень), Ag-Sb (месторождения Асгат, Озёрное) Ag-Hg-Sb (Джыкыдал, Отсалар). Все перечисленные месторождения принадлежат к единому генетическому ряду рудных формаций [Оболенский и др., 1986] и сопровождаются близкими по времени становления лампрофировыми дайками. Вопрос генетической связи лампрофиров и оруденения активно обсуждается в современной научной литературе [Павлова, 2010, Гусев, 2000, Seifert, 1997, Stemprok 2014 etc.].

В отношение чуйского комплекса парагенетическая связь с флюоритовой и ртутной минерализацией была доказана на основании пространственно-временной близости, приуроченности к одним геологическим структурам ещё в самых первых работах [Оболенская, 1971]. В последние годы было освещено соотношение Ag-Sn оруденения (Юстыдский ареал) и лампрофиров [Павлова. 2010]. Помимо данных о единстве времени и месте проявления магматических и рудных тел, были привлечены и изотопно-геохимические данные. Изотопный состав Pb и Sr показал полигенность рудного вещества для этих месторождений и явный привнос мантийного вещества, тогда как единственным свидетельством мантийной деятельности на то время являются лампрофиры.

2.1.4. Краткая геологическая характеристика изученных ареалов.

Акташский ареал. Структурно-геологические особенности. Ареал приурочен к Курай-Кобдинском разлому и протягивается вдоль него по сопряжению разновозрастных Ануйско-Чуйской, Бийско-Катунской и Телецкой структурно-формационных зон в виде прерывистой полосы даек слюдяных лампрофиров с северо-запада на юго-восток. На крайнем северо-западе пояса в верховьях рек Бельгебаш и Чулекташ среди эффузивно-осадочных толщ среднего и верхнего девона и в юго-восточном замыкании структуры Уйменско-Лебедского прогиба обнаружены сближенные серии даек слюдяных лампрофиров [Оболенская, 1971]. Несколько даек минетт было обнаружено в районе Акташского рудного узла в среднем течении р. Чибитки и к северу от пос. Акташ (р. Корумду) вдоль Корумдинского разлома и на участке Кысхыштубек. К юго-востоку, в пределах Курайского ртутного месторождения также известно несколько даек минет, локализованных в тех же системах трещин, что и рудные тела этого участка [Скуридин, 1964].

Вмещающие породы. Вмещающие лампрофиры в пределах Телецкой структурно-формационной зоны отложения кембро-ордовика относятся к башкаусской серии, которая расчленяется на три свиты (снизу вверх):

горноалтайскую, кумурлинскую и артлашскую.

По составу свиты, вмещающие лампрофировые дайки Акташского ареала представлены ритмично переслаивающимися алевро-песчано-сланцевыми толщами, достигающими мощности от 8000 до 10000 м. Местами толща метаморфизована в условиях зелено-сланцевой фации. В целом для толщи характерно отсутствие первичного карбонатного материала (Оболенская, 1971).

Однако нижняя часть разреза сложена перекисталлизованными известняками с прослоями и линзами силицитов, основными эффузивами и их туфами, реже сланцами. Мощность этих отложений составляет более 6000 м (Оболенская, 1971).

Южно-Чуйский ареал. Структурно-геологические особенности. ЮжноЧуйский ареал даек является наиболее крупным в чуйском комплексе. Он протягивается почти на 200 км без перерыва от верховьев р. Джасатер и низовьев р.

Чаган-Узун на северо-западе до верховьев р. Уланрык на юго-востоке при ширине 10-40 км [Оболенская, 1971]. Структурная позиция подчеркивается их расположением вдоль южного горного обрамления Чуйской впадины. Форма проявления, как правило, дайковая, хотя другие исследователи отмечали мелкие [Оболенская, 1971]. Внутри ареала распределение даек неравномерное – частота встречаемости даек в центральной части много выше, чем в краевой. Как правило, дайки обнаруживаются в верховьях речек и тяготеют к водоразделам. Дайки Южно-Чуйского ареала приурочены к Теректинско-Толбонурской разломной зоне северо-западного простирания, повторяя ее направленность (простирание даек ~320-350°). Углы падения крутые, 70-80°, направление северо-восточное или югозападное, реже отмечается вертикальное падение. Мощность даек варьирует от 0, до 3 м. Мощность выдерживается по простиранию и падению подчас на расстояние до 300 м и более.

Вмещающие породы. Наиболее распространёнными вмещающими породами в пределах Южно-Чуйского ареала являются отложения кембро-ордовика.

Большинством исследователей отмечается тонкое переслаивание песчаников, алевролитов и сланцев. Редко встречаются прослои конгломератов. Дайки ЮжноЧуйского ареала прорывают отложения верхнего девона по р. Кызкынор, располагаясь дискордантно по отношению к вмещающим их структурам. В пади Делика они прорывают эффузивно-осадочную толщу, принадлежащую согласно найденным палеонтологическим маркерам, верхнему девону (Родыгин, 1959;

Белостоцкий, 1960). Они секут кембро-ордовикские толщи кварц-полевошпатовых песчаников, алевролитов с линзами известняков катунской свиты (Є2-3kt).

В Южно-Чуйском ареале синхронно с дайками проявлены монцодиоритграносиенитовые интрузивы, выделяемые на современных картах в Тархатинский комплекс. В состав комплекса входят два интрузива, Тархатинский и Жаньёденгуйский, которые приурочены к Жасатерскому разлому. Более крупный из них (размеры выхода составляют ~31 км) Тархатинский массив несколько вытянут в северо-западном направлении, прорывает песчано-сланцевые отложения катунской свиты с образованием биотит-кордиеритовых роговиков. Северовосточная граница массива тектоническая. Ширина контактового ореола варьирует в пределах 400 м. Несмотря на слабую обнаженность массива, уверенно фиксируется его асимметрично-зональное строение: краевые части, за исключением юго-западного фрагмента, сложены мелкозернистыми порфировидными биотитовыми (± амфибол, ± пироксен) монцодиоритами и сиенитами, центральные - от мелко- до среднезернистыми слабопорфировидными биотитовыми граносиенитами и монцогранитами. Переходы между разновидностями постепенные, что указывает на однофазное строение интрузива,

МОН ГОЛИЯ

Рис. 2-3. Схема расположения даек Южно-Чуйского ареала чуйского комплекса с указанием мест отбора образцов. Составлена на основе данных [Иванов и др., 1990].

Стратифицированные отложения палеозойского возраста: 1 – кучерлинская базальтовая, катунская и сайлюгемская терригенно-осадочная свиты (Є-O1); 2 - тархатинская свита песчано-алевро-сланцевого состава с известковистыми разностями (S1); 3 – уладрыкская терригенная свита (D1); 4 – аксайская трахиандезит-дацит-трахириолитовая свита: а) лавы, туфы; б) субвулканические тела (D1); 5 кызылшинская, ташантинская, богутинская и барбургазинская свиты, даянская карбонатно-терригенные свиты (D2-3). Четвертичные отложения: 6 - континентальная молассовая (N-Q). Магматические образования мезозойского возраста: 7 - Тархатинский массив - монцогаббро-граносиенитовый (T1-J1); 8 чуйский комплекс лампрофиров (P2-J1); 9 - чиндагатуйский комплекс - гранит-лейкограниты (T1-J1); 10 восточно-калгутинский комплекс литий-фтористых гранитов (T1-J1). Прочие обозначения: 11 - места отбора образцов пород даек чуйского комплекса и интрузивных пород Тархатинского массива; 12 - разломы и разломные зоны (1 - Кызылшинский; 2 - Ташантинский; 3 - Жасатерский; 4 - Чаган-Бурганзинская зона разломов; 13 - интрузивные массивы: 1 - Калгутинский, 2 - Жумалинский, 3 - Тархатинский, 4 - Оюмский, 5 Аксайский, 6 - Тунгурюкский); 14 - государственная граница.

при этом характер зональности отражает кристаллизационную дифференциацию.

Нами не было зафиксировано контакта между породами Тархатинского массива и лампрофирами Южно-Чуйского ареала. Однако Митропольский [Митропольский, 1979] описывает рвущее положение лампрофировых даек по отношению к породам массива, что, позволяет относить такие дайки к постинтрузивным образованиям.

Юстыдский ареал. Структурно-геологические особенности. Структурногеологической особенностью данного ареала является то, что он расположен в тектонически ослабленной, долгоживущей разломной Курайско-Кобдинского зоне, меняющего в этом месте своё простирание с субширотного на субмеридианальное.

Очевидно, что дайки, являясь результатом заполнения трещин, структурно и генетически связаны с разломами. Лампрофировые дайки Юстыдского прогиба имеют преимущественно субширотное до северо-западного простирания, повторяя направление главных разломов и/или оперяющих их трещин и разрывов (рис. 2-4).

Дайки Юстыдского ареала находятся в северной части Делюно-Юстыдского прогиба, большая часть которого находится на территории Западной Монголии. К югу от этого ареала отмечаются единичные дайки в верховьях р. Богуты, к ЮЗ от Юстыдского гранитного массива, в верховьях р. Турген-гол в северном экзоконтакте этого же массива, а также в верховьях р. Талин-гол и р. Шара-гоби и др. Все эти дайки мы относим к Юстыдскому ареалу.

Вмещающие породы. В современном коллаже тектонических структур АССО Делюно-Юстыдский прогиб находится в зоне сочленения террейнов Горного Алтая, Западного Саяна и Монгольского Алтая. В составе окружающих Делюно-Юстыдский прогиб террейнов принимают участие преимущественно в меньшей степени позднерифейско-раннекембрийские осадочно-вулканогенные образования, ордовикско-силурийские карбонатно-терригенные флишоидные отложения и перекрывающий ранне-среднедевонский вулканогено-осадочный комплекс.

Вмещающие породы. Значительная часть прогиба выполнена сероцветночерносланцевым терригенным комплексом юстыдской серии среднего-верхнего Рис. 2-4. Схема размещения полезных ископаемых Юстыдского рудного узла и их соотношение с разломными зонами и магматическими образованиями (Говердовский, Третьякова, 2011).

1-3 – разломные зоны (1 – Моген-Буренская зона; 2 – Курайская межблоковая зона; 3 – Северо-Хархиринская зона); 4, 5 – гранитные массивы (I-Юстыдский, II – Тургенигольский, III – Барбургазинский, IV – Тоштоузекский, V – Ценгесайский, VI – Талаингольский, VII – Шарагобский, IX – Усть-Гиматейский); 6 – отдельные дайки лампрофиров Юстыдского ареала чуйского комплекса; 7 – Озёрно-Асхатинская сереброрудная зона; 8-11 – минерализация (8-Au, 9-W, 10-Co, 11-Pb); 12-14 - тектонические нарушения (12 – палеозойские, 13 – мезозойские, 14 – дешифрируемые. Месторождения и рудопроявления: 1 – Озёрное (Ag), 2 – Караоюк II (Ag), 3 – Пограничное (Ag), 4 – Асхатин (Асгат) (Ag), 5 – Янтау (Ag), 6 – Богутинское (Pb), 7 – Верхне-Богутинское (Co), 8 – Светлое (Co), 9 – Чаган-Гол (Pb), 10 – Юстыдское (Sn, W), 11 – Коккуль (Co), 12 – Коккуль I (Со), 13 – Коккуль II (Co), 14 – Караоюк (Co), 15 – Шеелитовое (W), 16 – Барбургазинское (Co), 17 – Каракульское (Cu, Bi, Co), 18 – Коруозекское (Ni, Co, Ag), 19 – Тоштоузек (Co), 20 – Оленджулар (Co), 21 – Караак (Pb), 22 – Карагайское (Mo, Be), 23 – Кувсын (Co), 24 – Асхатиингольское (Ag, Ni, Co), 25 – Мунгунтайгинское (Mo), 26 – Правобережное (Ag), 27 – Могенбуренское (Ag, Ni, Co), 28 – Среднеурингольское (Ag).

девона. В составе осадочного комплекса выделяются три свиты: ташантинская (D2th), барбургазинская (D2bb) верхнеживетского подъяруса и богутинская (D3bg) нижнефранского подъяруса. [Общая мощность терригенного комплекса оценивается в 4-6 км Гутак, Говердовский, 1987]. Для всего разреза характерно монотонное переслаивание известково-глинистых алевролитов и песчаников с подчинёнными линзовидными прослоями тонкозернистых известняков, мергелей и редкими горизонтами конседиментационных брекчий. Характерной особенностью ташантинской свиты, слагающей до половины разреза, является её черносланцевый облик, вызванный обилием углистого вещества, по некоторым оценкам составляющего до 5,5% [Borisenko, Pavlova et al., 1999]. Для пород этой свиты характерно присутствие сульфидов в виде редкой вкрапленности пирита либо послойных и реже секущих зон обильной пирит-пирротиновой минерализации.

Кроме того, в составе этой толщи отмечаются пласты медистых песчаников, мощность которых и содержание меди достигает промышленных масштабов (Борисенко, и др., 1987).

В центральной части отложения прогиба прорваны цепочкой гранитных массивов юстыдского комплекса, выходящих на поверхность или не вскрытых эрозией [Говердовский, Третьякова, 2011]. Некоторые исследователи считают, что внедрение гранитных интрузивов спровоцировало перекристаллизацию девонских осадков и перераспределение вещества с образованием пачек графитизированных и сульфидизированных пород. Они отличаются повышенными содержаниями As, Sb, Cu, Pb, Ag и других металлов и могут быть источником этих металлов в рудах [Скуридин и др., 1986].

Говердовский, Третьякова, 2011]. Они образуют линейно-вытянутый ареал восточно-северо-восточного простирания, протяженностью около 30 км от месторождения Озерное на территории России до месторождения Асгат в Монголии и далее в междуречье р. Аспайты и Нарыин-гол до КурайскоКобдинского разлома (рис. 2-4). Дайки представлены в основном единичными телами и реже группами тел преимущественно субширотной и северо-восточной ориентировки (70-90°). Наибольшее их количество в долинах правых притоков р.

Асхатиин-гол.

2.2. Объект исследования В пределах Акташского ареала, в среднем течение р. Чибитка, в борту реки была детально изучена дайка чёрных мелкозернистых лампрофиров с крупными вкрапленниками флогопита, местами весьма карбонатизированная (обр. Chib1).

Кроме того, были изучены пробы из других даек этого ареала собранные сотрудниками лаборатории №214 в предыдущие годы.

Основные исследования автора работы были сконцентрированы в ЮжноЧуйском ареале. В пределах этого пояса были опробованы дайки, в верховьях рек Ирбисту, Джасатер, Ауюта, Тара, Саржематы, Тархата, Кок Узек, Тара Оюк. Места опробования даек обозначены на схеме (рис. 2-3).

Породы даек Южно-Чуйского ареала согласно международной классификации лампрофиров относятся к минеттам или лейкократовым минеттам.

Все дайки имеют зону закалки. Чаще всего дайки имеют простое, однофазное строение. Вместе с тем в этом ареале отмечаются и сложные дайки типа «дайка-вдайке». Породы в таких дайках отличаются по текстурным особенностям и/или составу. В них краевые части даек сложены более меланократовым материалом, чем центральные лейкократовые. В лейкократовой части наблюдаются ксенолиты меланократового лампрофира, что позволяет обосновать более позднее время их формирования. В других дайках, обнаруженных в бортах р. Тара Оюк, Кок Узек, Тархата, Саржематы и др. устанавливается многоактность их фомирования, каждый новый импульс внедрения расплава хорошо выделяется по текстурноструктурным особенностям пород (рис.3-1б). От эндоконтакта по направлению к центру размер и количество глобулей возрастает, переходя в центральной части в равномернозернистую породу (рис.3-1а). Присутствие таких даек свидетельствует о многократном внедрении расплава в одну трещину и неоднократности проявления тектонических событий.

Многочисленные дайки были обнаружены в месте впадения р. Тара Оюк в р.

Кок Узек. В правом борту ручья, практически в устье были обнаружены коренные выходы розовых мелко-среднезернистых слюдяных лампрофиров, тесно ассоциирующих с сидеритовыми жилами. Чуть выше по течению в склоновой осыпи были найдены обломки лейкократового лампрофира с ксенолитами более меланократовой разности. В русле р. Тара Оюк и р. Кок Узек были найдены многочисленные обломки лампрофиров с глобулярной структурой. На макроуровне светлые лейкократовые глобули хорошо выделяются по цвету (на фоне тёмного интерстициального материала на выветрелой поверхности) и по рельефу на свежих сколах (глобули, по-видимому, являются более плотными, чем инстерстициальный материал). По разрезу вкрест простирания дайки глобули распределены неравномерно. Меняется их размер и количество. В краевой части дайка имеет равномернозернистую структуру. На некотором удалении от контакта структура становится глобулярной. Насыщенность глобулями в пределах дайки меняется, формируя своеобразные полосы, параллельные контакту. В некоторых полосах количество глобулей становится таким, что структура обретает вид равномернозернистой. Переходы между полосами довольно резкие и меньше, чем ширина самих полос.

В левом борту р. Кок Узек были обнаружены обломки и коренные выходы чёрных, мелкозернистых слюдяных лампрофиров (обр. Kok2, Kok6). Породы весьма сильно карбонатизированы.

Следующий участок находится вблизи Тархатинской интрузии в среднем течении р. Тархата (обр. Tar*). Секущих отношений между дайками лампрофиров и интрузивом зафиксировано не было. Однако в дайках встречаются ксенолиты роговиков, аналогичные роговикам вокруг Тархатинского массива, что свидетельствует об их более позднем времени внедрения.

Коренные выходы даек лампрофиров были обнаружены в метаморфических породах, расположенные вблизи и параллельно тектоническому контакту Тархатинского массива в правом борту реки. Дайки выполнены преимущественно тёмным, местами красноватым мелкозернистым слюдяным лампрофиром.

Вытянутые кристаллы слюды маркируют контакт, располагаясь удлинением вдоль него. Внутри дайки находятся шлиры неправильной формы с отчётливо глобулярной структурой (рис. 3-1в). Неровный, фестончатый край внутреннего контакта, изогнутая форма самого шлира свидетельствует о его образовании на последних стадиях кристаллизации расплава в дайке (обр. Tar16).

В противоположном борту в канавах обнаружено множество разновидностей лампрофиров. Все они по минеральному составу относятся к минеттам и различаются зернистостью, соотношением породообразующих минералов, степенью и характером изменённости. Дайки довольно насыщены ксенолитами слюдитов, роговиков Тархатинского массива.

В правом борту р. Дара были найдены многочисленные обломки даек лампрофиров. По структуре здесь встречены как глобулярные, лейкократовые, так и равномернозернистые, темноцветные слюдистые лампрофиры. Был найден образец глобулярного лампрофира с сохранившейся плоскостью контакта, перпендикулярном контакту, по мере удаления от него количество и размер глобул увеличивается, постепенно переходя в равномернозернистую породу (рис.3-1б, обр. Dar2). Здесь же, в свалах были обнаружены обломки серого, мелкозернистого лампрофира с гигантскими вкрапленниками слюды, достигающими по размеру см (обр. Dar6).

Обломки глобулярных лампрофиров были также отобраны из временных русел, впадающих в р. Джазатор (Dga1, Dga2) в её среднем течении. По правому борту р. Аюута были отобраны образцы красноватого мелко- до скрытозернистого слюдяного лампрофира и лейкократовые лампрофиры с гломероскоплениями темноцветов (обр. Auta1).

В Южно-Чуйском ареале синхронно с дайками проявлены монцодиоритграносиенит-монцогранитные интрузивы, выделяемые на современных картах в Тархатинский комплекс. В состав комплекса входят два интрузива: Тархатинский и Жаньёденгуйский, которые приурочены к Жасатерскому разлому. Более крупный из них (размеры выхода составляют ~31 км) Тархатинский массив несколько вытянут в северо-западном направлении, прорывает песчано-сланцевые отложения катунской свиты с образованием биотит-кордиеритовых роговиков. Северовосточная граница массива тектоническая. Ширина контактового ореола варьирует в пределах 400 м. Несмотря на слабую обнаженность массива, уверенно фиксируется его асимметрично-зональное строение: краевые части, за исключением юго-западного фрагмента, сложены мелкозернистыми порфировидными биотитовыми (± амфибол, ± пироксен) монцодиоритами и сиенитами, центральные - от мелко- до среднезернистыми слабопорфировидными биотитовыми граносиенитами и монцогранитами. Переходы между разновидностями постепенные, что указывает на однофазное строение интрузива, при этом характер зональности отражает кристаллизационную дифференциацию.

Нами не было зафиксировано контакта между породами Тархатинского массива и лампрофирами Южно-Чуйского ареала. Однако Митропольский [Митропольский, 1979] описывает рвущее положение лампрофировых даек по отношению к породам массива, что, позволяет относить такие дайки к постинтрузивным образованиям.

Тархатинский массив в пределах данного исследования был охарактеризован на примере трёх образцов граносиенитов, отличающихся друг от друга по степени меланократовости (TM1, TM2, TM3). Таким образом, нами была опробована юговосточная, кислая, наилучшим образом экспонированная часть массива. В то же самое время в одной из ранних работ, касающихся этого массива [Изох и др., 1987], приведены данные составов монцогаббро, слагающей нижние горизонты интрузии, слабо вскрытые эрозией. Таким образом, изученные сиениты являются продуктами дифференциации в камере, тогда как породообразующий расплав был более примитивным.

минеральным составом дайки Юстыдского ареала представлены преимущественно средне-крупнозернистыми минеттами. Дайки имеют как правило простое строение. На контакте наблюдаются зоны закалки, которые маркируются плотной каймой из лейст флогопита, ориентированных удлинением вдоль контакта. По направлению к осевой части степень раскристаллизации увеличивается.

Из Юстыдского ареала была опробована крупная дайка, протяжённостью более 1 км при мощности 3-4 м (простирание 95°), находящейся в междуречье Левой и Правой Богуты (обр. PB1, PB2). Здесь она прорывает толщу девонских метаморфических пород, а также гранитоидный массив. Краевая часть дайки сложена темноцветным слюдяным лампрофиром. Вдоль контакта находятся обломки вмещающих пород – песчаников и гранитов. Центральная часть сложена светлым розовым слюдяным лампрофиром, в которой находятся ксенолиты меланократовой части. Такие морфологические особенности свидетельствуют о двухфазном внедрении и позволяют отнести дайку к типу «дайка-в-дайке». Кроме того, исследованы образцы лампрофиров, отобранных на участках Турген (обр.

Tur*), Пограничный (обр. Pog*), Озёрное (обр. Oz1, Oz2) месторождения Асгат.

2.3 Геохронология даек чуйского комплекса и пород Тархатинского массива.

На заре исследований чуйского комплекса возраст лампрофировых даек определялся геологическими методами - по прорыванию ими осадочных отложений с фауной верхнего девона и позднепермских гранитов Тархатинского массива и Жанъедынгуйского штока в Южно-Чуйском хребте, а также связанного с ними жильного редкометального оруденения [Оболенская, Фирсов, 1966;

Оболенская, 1971]. Верхняя граница проводилась по возрасту ртутно-свинцовой минерализации, наложенной на дайки лампрофиров (верховья р. Ирбисту, ЮжноЧуйский хр.), где соотношения изотопов свинца отвечают возрастному диапазону в 160-250 млн. лет [Оболенская, 1971].

Для лампрофиров Чуйского и пород Тархатинского комплексов к настоящему времени накоплен большой объем изотопно-геохронологических данных (табл.2-1, прил.1). Мезозойский возраст лампрофиров Чуйского комплекса впервые установлен Р.В. Оболенской [Оболенская, Фирсов, 1966, Оболенская, 1971, 1983] по данным K-Ar метода – 260-163 млн лет, средний – 210 млн лет.

Существенный разброс датировок, значительно превышающий максимальные лабораторные погрешности авторами трактовались как результат полихронного становления комплекса. Позже, в связи с выявлением поднемезозойского (J3-K1) Cu-Co-As, Ni-Co-As и Fe-F-REE-карбонатитового в Центральной и ЮВ Туве, а также Hg и U оруденения в Горной Шории, лампрофиры чуйского комплекса стали относить к поднемезозойским образованиямЛ.А. Михалева (1989), изучая лампрофировые дайки, рвущие граниты Юстыдского массива, подтвердила мезозойский возраст чуйского комплекса. Такой возраст пород комплекса был введён в легенды геологических карт и приводился в публикациях вплоть до начала 2000 гг.

Время формирования Тархатинского и Жанъёдынгуйского массивов был определён K-Ar методом [Оболенская, 1971] и составлял 255-276 млн лет.

Внедрение в практику геохронологических исследований новых методов (UPb и Ar-Ar) позволило уточнить возраст щелочных пород ЮВ Алтая и ассоциирующего с ним Ni-Co-As, Ag-Sb и Sb-Hg оруденения. На основе Ar-Ar (по флогопиту) и U-Pb (SHRIMP-II по циркону) исследований были получены данные Таблица 2-1. Хронология процессов магматизма в ареале чуйского комплекса (ЮВ Алтай- СЗ Монголия).

Минетта, Южно-Чуйский ареал Мегакрист 276.8± Ni-Co оруденение, Южно-Чуйский ареал [1] Настуран 258-250 U-Pb Юстыдский ареал (СЗ Монголия), Юстыдский ареал Тархатинский монцодиорит-граносиенитовый массив Гранитоидные интрузии Юстыдский ареал Лампрофиры чуйского комплекса и оруденение, второй этап Минетта, Южно-Чуйский ареал Флогопит 236.8±0.6 236.2±1 Ar-Ar Минетта, мест. Асгат, Юстыдский ареал Флогопит 234.6±3.1 Ar-Ar Ag-Hg м-е Кок-Узек, Южно-Чуйский ареал [3] Серицит 234.4±1.3 Ar-Ar Примечание: Жирным шрифтом выделены данные автора. Ссылки: 1-Митропольский, Кулик; 2- Врублевский, 2004а,3– Борисенко и др., 2003, 2010, 4-Павлова и др., 2008.

2004а, 2004б, 2005, Говердовский, 2004, Jargalan et al., 2007, Павлова и др., 2008, Pavlova, Borisenko, 2009, Добрецов и др., 2010, Третьякова и др., 2010, Васюкова и др., 2011], которые позволяют не только установить точный возраст формирования лампрофиров, но и подчёркивают этапность проявления мантийно-корового магматизма. (табл. 2-1, прил.1).

В рамках данного исследования впервые были получены самые древние датировки даек чуйского комплекса. Для исследований был отобран образец лампрофира (Dar6) из правого борта р. Дара (Южно-Чуйский ареал). Порода дайки имеет лампрофировую, порфировидную структуру с мелкозернистой основной массой и весьма крупными вкрапленниками флогопита (до 5 см в поперечнике).

Микрозондовый анализ в нескольких точках по разрезу зерна показали, что вкрапленники, несмотря на крупный размер, однородны по составу. Результаты исследования Ar-Ar системы, на диаграмме в координатах «выделенный Arвозраст» был получен график с двумя равновеликими плато, соответствующие возрастам 258,2±2,7 и 273,8±2,7. Однако в соответствии с построенной изохроной, возраст закрытия Ar-Ar системы равен 254 ±3,1 млн лет (приложение 1).

Ранние датировки свидетельствуют о массовом становлении даек в обоих ареалах на уровне 249-242 млн лет. Большинство геохронологических данных получено по флогопитам Ar-Ar методом. Также проведено определение возраста дайки минетт на уч. Турген (Юстыдский ареал) U-Pb методом SHRIMP-II. В этой породе установлено два типа цирконов: реститовые метамиктные и новообразованные зональные. По зональным цирконам второго типа получены конкордантные значения возраста – 250,8±4,5 млн лет (MSWD 0.119).

Близкие значения возраста получены и для пород Тархатинского комплекса.

По цирконам из граносиенитов Н.И.Гусевым (U-Pb SHRIMP-II) конкордантный возраст составляет 247±5,2 млн лет (по пяти точкам). Цирконы представлены светлыми субидиоморфными зернами с нечеткой зональностью и высоким отношением Th/U (0,99-1,62), что свойственно породам сиенитового ряда. Возраст сиенитов комплекса, полученный этим же методом, составляет 243±3 млн лет и подтверждает их синхронность со становлением лампрофировых даек (табл.2-1, прил.1).

В отношении рудообразования к этому этапу в соответствии с датировками по серициту относится крупное Ag-Sb месторождение Асгат (240±3,5млн лет), расположенное в Юстыдском ареале.

Следующий этап щелочного магматизма произошёл с некоторым перерывом, о чём свидетельствуют как наши данные, так и данные, взятые из литературных источников. Время становления даек второго этапа попадает в довольно узкий интервал от 234 до 236 млн лет. Точно такой возраст имеет целый ряд мелких рудопроявлений, сопряжённых с лампрофирами: Ag-Hg-Sb месторождение КокУзек в Южно-Чуйском ареале (234,4±1,3, 237,1±2,1 млн лет, Ar-Ar), Hg месторождение Тюте, Северо-Чуйский хребет (231,5±1, Ar-Ar).

По результатам геологических и геохронологических исследований можно сделать следующие выводы:

1. Проведённые исследования позволили существенно уточнить общие временные границы проявления щелочного магматизма в разных локальных ареалах чуйского комплекса – 250,8±4,5 – 234,6±3,1 млн лет. Для Южно-Чуйского ареала он укладывается в интервал 249,2±2,5 – 236,2±2,1 млн лет (Ar-Ar метод), а для Юстыдского - 250,8±4,5 – 234,6±3,1 млн лет (Ar-Ar и U-Pb методы).

Необходимо отметить, что в Южно-Чуйском ареале установлены редкие своеобразные дайки слюдяных лампрофиров, обогащённых крупными (< 3 см) мегакристами флогопита. Судя по возрастным спектрам, на которых выделено два возрастных плато: 276,8±2,7 и 258,2±2,7 (60%), эти лампрофиры имеют, вероятно, более древний возраст. Возможно, они относятся к другому, более раннему позднепалеозойскому этапу проявления базитового магматизма (теректинский комплекс) и кобальтового оруденения (приложение 1).

2. Обоснованы полихронность формирования, и выделены два этапа проявления щелочного магматизма в ареале чуйского комплекса: 1) ранний (минетты, керсантиты и породы Тархатинского сиенит-граносиенитового массива) 250,8±4, – 242,6±2,8 млн лет и поздний (дайки лампрофиров) - 236,9±4,2 – 234,6±3,1 млн лет. Такая двухэтапость развития проявлена во всех локальных ареалах чуйского комплекса. Формирование пород тархатинской интрузии по данным U-Pb датирования цирконов (247-243 млн лет) совпадает с заключительным периодом первого этапа развития чуйского комплекса (250,8±4,5 – 242,6±2,8 млн лет). В ареале этого комплекса проявлен и раннемезозойский гранитоидный магматизм, тяготеющий в основном к зонам Курайско-Кобдинского и Толбонурского разлома.

Возраст таких интрузий гранитов, часто пространственно обособленных от полей развития даек лампрофиров и имеющих Cu, Mo, W, Au металлогеническую специализацию укладывается в интервал 243-239 млн лет. Таким образом, внедрением гранитоидных интрузий, а также формированием Ag-Sb оруденения (табл.1, прил.1).

характерным для ЮВ Алтая и СЗ Монголии Ni-Co-As, Ag-Sb и Sb-Hg оруденением формирование Ni-Co-содержащей арсенопирит-лёллигитовой минерализации (251,8±2,4 млн лет), непосредственно предшествавшей внедрению даек лампрофиров. Образование разных минеральных типов Ag-Sb оруденения завершает ранний этап щелочного магматизма, а Sb-Hg (антимонит-киноварное и барит-Hg блёклорудное) оруденение заканчивает второй этап развития магматизма.

Эти данные хорошо согласуются с наблюдаемыми пространственно-временными соотношениями магматических пород с разными типами оруденения (Оболенская, 1971, Митропольский, Кулик, 1975, Оболенский, Оболенская, 1983, Борисенко и др. 1992 и др.).

Глава 3. МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

ЛАМПРОФИРОВ ЧУЙСКОГО КОМПЛЕКСА И СИЕНИТОВ

ТАРХАТИНСКОГО МАССИВА

3.1 Петрографическая характеристика пород.

В зарубежной литературе лампрофирами считают породы порфировой или порфировидной структуры, с вкрапленниками темноцветных минералов, как правило, биотита, амфибола и пироксена, и полевыми шпатами в основной массе.

При этом подчеркивается, что лампрофиры образуют дайки или малые интрузии, часто имеющие признаки гидротермального изменения [Le Maitre et al., 2002]. В российской классификации уточняется, что во вкрапленниках, наряду с постоянно присутствующими слюдами (биотитом, флогопитом), и (или) роговой обманкой, могут содержаться клинопироксен (авгит, титан-авгит), оливин или мелилит. А среди основной массы помимо полевых шпатов могут присутствовать фельдшпатоиды [Петрографический кодекс, 2009].

Однако и та, и другая классификация использует структурно-текстурные признаки для отнесения пород к семейству лампрофиров, и модальный состав, а именно, соотношение мафических и салических минералов, для видовой идентификации.

На практике определение лампрофиров существенно осложняется из-за, вопервых, «промежуточных» пород между ними и другими магматическими породами, и, во-вторых, из-за постмагматических изменений - как вторичного гидротермального, так и автометасоматического, которые могут скрывать первично-магматический состав и структуру.

В рамках данной работы были изучены породы даек чуйского комплекса и Тархатинского массива. Расположение Тархатинского массива в центре ЮжноЧуйского ареала, а также синхронность его формирования с дайками стали причиной более тщательных исследований выбранных объектов их сравнения.

Представленное в данной работе исследование показало, что все изученные породы имеют схожий минеральный и петрохимический состав, химизм минералов.

А различия между лампрофирами и сиенитами Тархатинского массива базируются в основном на текстурно-структурных особенностях и соотношениях породообразующих минералов. Для иллюстрации, все породы будут описаны совместно, составы одноимённых минералов из даек и массива рассмотрены на одних диаграммах.

Породы исследуемых даек имеют порфировидную, лампрофировую структуру. По структуре и минеральному составу породы даек трёх исследуемых ареалов чуйского комплекса (Акташского, Южно-Чуйского и Юстыдского) относятся к семейству лампрофиров и представлены слюдяными разновидностями минеттами. Вкрапленники во всех без исключения породах даек представлены FeMg слюдой (биотитом). Помимо слюды в качестве вкрапленников иногда присутствуют пироксены в подчинённом количестве (обр. T11, PB11) – чаще всего клинопироксен, в редких случаях встречаются единичные зёрна ортопироксена.

Также часто встречаются полные хлорит-кварц-карбонатные псевдоморфозы, как правило, с магнетитовой оторочкой, образованные по первичным вкрапленникам.

Морфология псевдоморфоз (призматический габитус с развитой бипирамидой) и сравнение с аналогичными породами других лампрофировых комплексов, позволяют предположить, что это мог быть оливин. Основная масса чаще всего раскристаллизована и сложена микрокристаллическим агрегатом преимущественно полевошпат-карбонатного состава с апатитом, биотитом, пироксеном (если он присутствует как вкрапленник), кварцем. В редких случаях в основной массе присутствует стекло. Акцессорные минералы представлены ильменитом, магнетитом, рутилом, флюоритом, целестинобаритом, апатитом, достигающим по содержанию первых процентов, цирконом и сфеном, встречающихся в виде единичных зёрен.

Несмотря на схожесть и единообразие минерального состава, лампрофиры из разных даек изучаемого региона визуально сильно отличаются друг от друга. Это обусловлено их текстурно-структурным разнообразием. Среди текстур изученных пород встречаются как массивные однородные, так и пятнистые (такситовые), полосчатые. Часто лейсты вкрапленников слюды, ориентированные параллельно контакту, формируют директивную текстуру породы. Структура пород даек всегда является порфировидной, лампрофировой. Однако структура основной массы аллотриоморфнозернистой, также характерными структурами являются глобулярная, сферолито-фельзитовая, оцеллярная (глазковой) и др. (рис. 3-1а, б).

Наиболее характерными для лампрофиров, в середине прошлого века считавшиеся диагностическим признаком пород данного семейства, являются глобулярная и оцеллярная структуры. Их происхождение безусловно имеет петрологическое значение. Условия формирования глобулярной и оцеллярной структур являются объектом дебатов со второй половины XX века по настоящее время (Philpotts, 1976; Freestone, 1978; Cooper, 1979; Carstens, 1982; Попов, 1982;

Huang et al., 2002; Holub, 2004).

Для лампрофиров разных ареалов выделены некоторые специфические петрографические особенности.

Для большинства пород даек Южно-Чуйского ареала характерной является глобулярная структура. Главный структурообразующий элемент, глобули, внешне отличаются от матрикса по цвету. Диаметр глобул варьирует от 1 до 10 мм, контакт с основной массой резкий. Содержание глобул в породе варьирует от 25 до 85 %.

При высоких содержаниях глобул, они слипаются, образуя полиглобулярные агрегаты.

Глобулы обладают неоднородным строением и состоят из ядра и каймы. Кайма имеет толщину 0,5-1 мм, хорошо выделяется по окраске и развивается на границе глобули и матрикса. Для полиглобулярных агрегатов характерна общая кайма.

Рис. 3-1. Глобулярные структуры даек Южно-Чуйского ареала чуйского комплекса раннемезозойских лампрофиров.

а) Лейкократовый лампрофир из русла руч. Тураоюк. В образце хорошо видно чередование равномернозернистой и глобулярной структуры. Слоистость параллельна контакту, маркированному ксенолитами вмещающих пород. Переходы между слоями постепенные, без закалочных зон.

б) Образец лейкократового лампрофира отобран из правого борта р. Дара. От контакта, маркированного ксенолитами вмещающих пород, по направлению к центру дайки наблюдается закономерное увеличение количества и размера глобулей.

в) Лампрофировая дайка из правого борта р. Тархата, среднее течение, вблизи Тархатинского массива. Внутри равномернозернистой породы наблюдается шлир неправильной формы. Шлир имеет пламеневидную форму, отчётливо видимую за счёт каймы коричневого цвета. Кайма имеет, ровный с внешней стороны и фестончатый внутренний контур шириной около 1.5 мм. Основным структурообразующим элементом породы, находящейся в шлире являются красноцветные глобули, окружённые лейкократовым материалом. В интерстициях между глобулями находятся скопления рудного материала и фосфатно-карбонатного агрегата. Фенокристы флогопита находятся повсеместно: как внутри глобули, в промежутках между ними и в равномернозернистой породе.

г) Состав глобулей и межглобулярного пространства, определённый на микрозонде. Сами глобули сложены преимущественно полевым шпатом. В межглобулярном пространстве находится карбонат-кварц-хлорит-магнетитовый агрегат.

д, е, ж, з) Парные фотографии в одном поляризаторе (д, ж) и скрещенных поляризаторах (е, з).

Показано сферолитовое строение глобули и полиглобулярного агрегата.

и, к, л, м) Состав глобули и межглобулярного пространства, определённых на сканирующем микроскопе. и) Фотография в одном николе. На фото показаны места, выбранные для определения состава на сканирующем микроскопе. к-л) Фото в отражённых электронах. В краевой, светлоокрашенной части глобули находится целестинобарит с апатитом, магнетитом, кварцем и карбонатом.

полевошпатового состава, имеющего или сферолитовое строение, или состоящий из скелетных кристаллов в альбитовом матриксе (рис. 3-1) с мелкой магнетитовой или магнетит-пиритовой вкрапленностью. Граница глобули маркируется оксидами железа. Межглобулярное пространство сложено апатит-карбонатным агрегатом с акцессорными магнетитом, целестинобаритом и кварцем. Крупные вкрапленники флогопита изгибаются, «облекая» глобули или пересекают их границы. В последнем случае часть вкрапленника, заключённая в глобули сохраняет ровную форму, а часть, попавшая в матрикс изгибается (рис.3-1д). Скопления рудных и магматическом этапе кристаллизации породы.

В разных дайках наблюдаются различные сочетания равномернозернистой и глобулярной текстур. Один из образцов лампрофиров, отобранный из дайки (руч.

Тара Оюук), представлен на рис. 3-1а. Краевая зона дайки маркируется ксенолитами вмещающих пород, располагающихся параллельно контакту. По направлению к центру, перпендикулярно контакту происходит чередование массивной и глобулярной текстур, формируя полосчатый облик породы. Признаки закалки между полосами породы с разной текстурой отсутствуют.

В другом образце (отобран из левого борта р. Дара) размеры глобулей закономерно и равномерно увеличиваются по разрезу дайки от 0,2 до 1 см, постепенно сливаясь между собой (рис 3-1б). Также она проявлена в шлирах неправильной формы на фоне преобладающей равномернозернистой массивной текстуры. На рис. 3-1 в представлен шлир из обр. Tar16 (правый борт р. Тархата, рядом с северо-восточной границей Тархатинского массива). Шлир имеет пламеневидную форму, по всему контуру окружён хорошо выраженной коричневой каймой шириной около 2 мм. Границы каймы и со стороны шлира, и со стороны матрицы очень четкие, без признаков диффузионного растворения. При этом внешняя граница ровная, а внутренняя - волнистая до фестончатой, обусловленная слипанием глобулей. Каймы по минеральному составу неотличимы от центральных частей глобул.

Слипание нескольких глобулей в агрегаты, связанное с их подвижностью внутри магматического расплава, а также пламеневидная форма шлира (схожая с формой турбулентных потоков), указывают на жидкое или близкое к жидкому состоянию вмещающего и инъецируемого материала. Внутренняя структура и минеральный состав шлира идентичны структуре и составу глобулярных лампрофировых даек. Основное отличие заключается в хаотичном в отличие от закономерно-полосчатого или равномерного расположения глобулей в шлире по сравнению с их распределением внутри глобулярных лампрофировых даек. Вместе равномернозернистых даек близок. Из этого следует, что расплавы, формирующие породы шлира и вмещающей его равномернозернистой дайки когенетичны, однако более поздний расплав был более флюидонасыщен возможно вследствие большей степени фракционирования.

полевошпатового состава и кварц-апатит-карбонатного агрегата, занимающего интерстиционное, «цементирующее» положение указывает на последовательность кристаллизации инъецируемого расплава. Разновременность консолидации глобул и интерстиционно расплава и более высокие концентрации летучих компонентов в расплаве матрицы, понижавшие температуру кристаллизации, подтверждается не только его апатит-карбонатным составом, но и изогнутостью кристаллов слюды на границе глобулей. Особенности в строении и окраске кайм свидетельствуют о взаимодействии глобул с интерстиционным расплавом, в результате чего происходило потемнение на контакте глобулей с матричным расплавом, связанное, очевидно, с окислением Fe2+.

В породах даек Юстыдского и Акташского ареалов часто встречается оцеллярная текстура, видимая только в шлифах Структурный рисунок обусловлен характерной изогнутой формой лейст флогопита, обрамляющих оцелли. Сами оцелли выполнены преимущественно кальцитом, иногда со щелочным полевым шпатом в различных соотношениях, либо их состав идентичен основной массе (рис. 3-1к, л, 3-2).

По петрохимическим и изотопным данным, дайки Юстыдского ареала не несут признаков существенной контаминации в коровых условиях и последующего гидротермального магматический генезис карбоната. На определённом этапе эволюции расплава, при кристаллизации, происходило разделение расплава на две жидкости. При этом на шарообразные капли жидкости карбонатного состава налипали лейсты флогопита, изолируя их от преимущественного силикатного расплава. Затем происходила кристаллизация основной массы породы и на заключительном этапе кристаллизовалась внутренняя часть оцелли. Различия в составе внутренней части оцеллей (присутствие Рис. 3-2. Оцеллярная структура лампрофиров в дайках Юстыдского ареала чуйского комплекса. (а, в, д, ж – фотография в одном николе; б, г, е, з – в скрещенных николях) Структурообразующим элементом являются удлинённые кристаллы слюды, часто изогнутые, образующие замкнутые контуры. Контуры зачастую имеют округлую форму. Центральная часть оцеллей или «глазков»

выполнена щелочным полевым шпатом и карбонатом в различных соотношениях. Иногда там же присутствует хлорит.

щелочного полевого шпата или материала, схожего по составу с основной массой) скорее всего связаны с проникновением силикатного расплава внутрь карбонатной капли через неплотно прилегающие друг к другу лейсты слюды. Подобные структуры являются признаком неэффективной ликвации, т е. разделения на две жидкости при их совместном сонахождении. Эти данные хорошо согласуются с результатами изучения расплавных включений в минералах лампрофирах чуйского комплекса.

Закономерно встаёт вопрос о влиянии состава на образование такого рода текстур. На бинарные диаграммы были нанесены составы пород с оцеллярной и глобулярной текстурами. На некоторых из них точки пород, обладающих разными текстурами, образовали независимые кластеры (рис. 3-3). Вместе с тем другие породы, обладающие схожим составом, не имеют подобных текстур. Это значит, что состав, по-видимому, является причиной формирования специфических текстур, но в совокупности с другими факторами Рис. 3-3. Различия в составе между оцеллярными (1) и глобулярными (2) текстурными разновидностями лампрофиров. (Fe2O3* - суммарное содержание железа в мас.%, рассчитанное на Fe3+).

Кроме структур, обусловленных особенностями соотношения минералов, встречаются и наложенная такситовая текстура типа «колец Лизеганга». Она проявляется в присутствии одного или нескольких концентрических окружностей рыжеватого цвета, расположенных незакономерно относительно границ минералов (рис. 3-4). Скорее всего, появление подобной структуры связано с поздним, наложенным процессом просачивания растворов через породы даек.

Рис. 3-4. Пятнистая, такситовая текстура, выраженная в проявлении одной или нескольких концентрических окружностей рыжего цвета, не связанная с границами минералов.

Текстура сиенитов и монцодиоритов Тархатинской интрузии массивная, структура - гипидиоморфнозернистая, местами порфировидная. Минеральный парагенезис в породах Тархатинского массива характеризуется постоянным присутствием плагиоклаза, K-Na полевого шпата, Fe-Mg слюды и кварца. В меланократовых разновидностях (монцодиоритах и сиенитах) к ним добавляются в переменных соотношениях амфибол, клинопироксен и ортопироксен. Характерны шлирообразные скопления темноцветных минералов, сопровождающиеся, как правило, апатитом и сфеном. Порфировидные выделения представлены калишпатпертитом и плагиоклазом.

3.2 Особенности состава минералов лампрофиров и сиенитов 3.2.1 Слюды В лампрофирах субидиоморфные кристаллы железо-магнезиальных слюд находятся во вкрапленниках и в основной массе, являясь главным породообразующим минералом. На рисунке 3-5 представлены возможные формы выделения слюд. Размеры вкрапленников варьируют от десятых долей миллиметра до нескольких сантиметров, по отношению к другим породообразующим минералам слюды обладают резким идиоморфизмом. Чаще всего вкрапленники имеют форму нормальных чаще всего зональных кристаллов. Однако в некоторых дайках встречаются такие морфологические разновидности, как футлярные кристаллы. Вкрапленники слюды в лампрофирах часто бывают изогнуты с разделением кристалла по спайности. Трещины при этом выполняются кварцем, карбонатом (кальцитом или доломитом) с целестинобаритом и титаномагнетитом или флюоритом (рис.3-5а, б). Иногда слюда образует довольно крупные скопления – слюдиты, с кварц-карбонатным цементом (рис.3-5а).

Кроме спорадически встречающихся слюдитов, скопления слюды наблюдаются в контакте дайки с вмещающими породами, где лейсты располагаются субпараллельно контакту, и на контакте с некоторыми ксенолитами. В оцеллярных разностях лампрофиров слюда играет текстурообразующую роль, окаймляя оцелли (рис.3-2а,е, рис.3-5д).

Состав и морфология кристаллов слюды - главного породообразующего минерала лампрофиров, являются индикаторами физико-химических параметров расплава, включая флюидный режим. По структурным особенностям, зональности и составу выделяются несколько генераций, кристаллизующихся на разных стадиях эволюции щелочно-базитовой магмы. Ранние более магнезиальные слюды отвечают парагенезису интрателлурических вкрапленников и кристаллизовались совместно с клинопироксеном и, возможно, оливином. Другие отвечают этапу кристаллизации в самой дайке и находятся в основной массе в парагенезисе с K-Na полевым шпатом.

В связи с этим особенности составов слюд несут важную информацию о характере эволюции составов расплавов и флюидном режиме при их кристаллизации. Разброс составов слюд, морфология вкрапленников (сосуществование резорбированных и Рис. 3-5. Флогопиты лампрофиров чуйского комплекса.

а – контакт «слюдита», состоящего из изогнутых лейст флогопита и кварц-карбонатного цемента, и лампрофира; б – замещение вкрапленника флогопита флюоритом; в – обратная зональность во флогопите; г – футлярный кристалл флогопита; д – тангенциально-расположенные лейсты флогопита, формирующие оцеллярный рисунок породы; е – многозональный вкрапленник флогопита; ж – зональный вкрапленник флогопита в скрещенных николях; з – изображение в идиоморфных кристаллов, с прямой и обратной зональностью, обратно-рассеянных электронах – показан вкрапленник флогопита и сопутствующие ему минералы).

многозональные кристаллы) даже в пределах одной дайки свидетельствует о многоимпульсном поступлении расплава в область кристаллизации. Однако, многочисленные анализы (более 150) позволили сделать некоторые обобщения и проследить тенденции изменения составов слюд. Результаты анализов слюд приведены в таблице 3-1.

Нанесенные на тройную диаграмму для биотитов в координатах Mg-Fe2+-Al VI (рис.3-6), точки составов попадают в поле флогопитов (#Mg=54-92 мас.%).

Биотиты Юстыдского ареала характеризуются меньшей магнезиельностью (поле их составов пересекает границу между флогопитами и аннитами). В целом, поля слюд из разных ареалов и из разных пород пересекаются. Для Тархатинского массива также характерно присутствие слюды (всегда больше 10%) во всех разностях пород. В некоторых разновидностях пород Тархатинского массива отмечаются крупные (до 1 см) вкрапленники слюды. Чаще всего этот минерал представлен гипидиоморфными кристаллами.

Рис. 3-6. Составы железо-магнезиальных слюд на тройной диаграмме миналов семейства биотитов из пород даек чуйского комплекса и сиенитов Тархатинского массива [Номенклатура…, 1998].

1 – лампрофиры Южно-Чуйского ареала; 2 – лампрофиры Юстыдского ареала; 3 – сиениты Тархатинского массива; 4 – лампрофиры Акташского ареала.

Для определения особенностей состава флогопитов были проведены петрографические исследования и измерения состава при помощи микрозонда и сканирующего микроскопа. В каждом изучаемом образце измерялся состав краевой и центральной части вкрапленников, а также состав кристаллов в основной массе.

По распределению минералообразующих компонентов во флогопитах между краевой и центральной частью вкрапленников и кристаллами основной массы, породы можно разделить на несколько групп. Диаграммы в координатах FeO-MgO представлены на рисунке 3-7.