«СОСТАВ И ОСОБЕННОСТИ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ РАСПЛАВОВ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ КАЛИЕВЫХ БАЗИТОВЫХ ПОРОД ЦЕНТРАЛЬНОГО АЛДАНА (НА ПРИМЕРЕ ЫЛЛЫМАХСКОГО, РЯБИНОВОГО И ИНАГЛИНСКОГО МАССИВОВ) ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ

НАУКИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛОГИИ им. В.С. СОБОЛЕВА

СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

и

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ

ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО

ОБРАЗОВАНИЯ «НОВОСИБИРСКИЙ НАЦИОНАЛЬНЫЙ

ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

На правах рукописи

РОКОСОВА Елена Юрьевна

СОСТАВ И ОСОБЕННОСТИ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ РАСПЛАВОВ ПРИ

ФОРМИРОВАНИИ КАЛИЕВЫХ БАЗИТОВЫХ ПОРОД

ЦЕНТРАЛЬНОГО АЛДАНА (НА ПРИМЕРЕ ЫЛЛЫМАХСКОГО,

РЯБИНОВОГО И ИНАГЛИНСКОГО МАССИВОВ)

25.00.04 – «петрология, вулканология»

Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель кандидат геол.-мин. наук Панина Лия Ивановна НОВОСИБИРСК –

СОДЕРЖАНИЕ

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЯ КАЛИЕВОГО ЩЕЛОЧНОГО

МАГМАТИЗМА ЦЕНТРАЛЬНО-АЛДАНСКОГО РАЙОНА

Глава 2. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Глава 3. ЫЛЛЫМАХСКИЙ МАССИВ

3.1. Геологическое строение и возраст пород

3.2 Петрография и химический состав щелочно-базитовых дайковых пород

3.3 Химический состав минералов щелочно-базитовых дайковых пород... 3.4. Включения минералообразующих сред в минералах щелочнобазитовых дайковых пород

3.4.1. Описание расплавных включений в оливине и клинопироксене.... 3.4.2. Термометрическое исследование включений и определение химического состава законсервированных в них расплавов

3.5. Геохимия щелочно-базитовых пород, клинопироксенов и гомогенизированных расплавных включений

3.6 Обсуждение результатов

Глава 4. РЯБИНОВЫЙ МАССИВ

4.1. Геологическое строение и возраст пород

4.2 Петрография и химический состав биотитовых шонкинитов и минетт 4.3 Химический состав минералов биотитовых шонкинитов и минетт....... 4.4. Включения минералообразующих сред в клинопироксенах биотитовых шонкинитов

4.4.1. Описание расплавных и флюидных включений

4.4.2. Термометрическое исследование включений и определение состава законсервированных в них расплавов

4.4.3. Хроматографическое исследование

4.5. Геохимия биотитовых шонкинитов, минетт и клинопироксенов.......... 4.6 Обсуждение результатов

Глава 5. ИНАГЛИНСКИЙ МАССИВ

5.1. Геологическое строение и возраст пород

5.2 Петрография и химический состав оливиновых шонкинитов.............. 5.3 Химический состав минералов оливиновых шонкинитов

5.4. Включения минералообразующих сред в клинопироксенах оливиновых шонкинитов

5.4.1. Описание расплавных включений

5.4.2. Термометрическое исследование включений и определение состава законсервированных в них расплавов

5.5. Геохимия оливиновых шонкинитов, клинопироксенов и гомогенизированных расплавных включений

5.6 Обсуждение результатов

Глава 6. ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ

ИССЛЕДУЕМЫХ КАЛИЕВЫХ БАЗИТОВЫХ ПОРОД ЦЕНТРАЛЬНОГО

АЛДАНА

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ

г.п. - газовый пузырь мас.% - массовые проценты мкм - микрометр н.п.о. - ниже предела обнаружения об.% - объёмные проценты отн. % - относительные проценты Fe#=100·Fe/(Fe+Mg) HFSE - высокозарядные элементы HREE - тяжелые редкоземельные элементы LILE - крупноионные литофильные элементы LREE - легкие редкоземельные элементы Mg#=100·Mg/(Mg+Fe) PM - примитивная мантия Ab - альбит Ae - эгирин Ae-Aug - эгирин-авгит An - анортит Ann - аннит Ap - апатит Bt - биотит Cal - кальцит Cpx - клинопироксен Di - диопсид En - энстатит Eas - истонит Fo - форстерит Fs - ферросилит gl - стекло Jad - жадеит Kfs - калиевый полевой шпат Lct - лейцит Lct’ - псевдолейцит Mgt - магнетит Ne - нефелин Ol - оливин Or - ортоклаз Phl - флогопит Rt - рутил Sal - салит Sid - сидерофиллит Sph - сфен Ti-Mgt - титаномагнетит Wo - волластонит

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Кольцевые щелочно-ультраосновные комплексные массивы пород давно являются объектом детальных исследований геологов изза присутствия в них различных месторождений полезных ископаемых (ниобий, цирконий, редкие земли, уран, золото, платина, молибден, апатит, вермикулит, хромдиопсид, железные и медные руды, флюорит и др.), а также уникального сообщества редких горных пород. Установлено, что образование кольцевых щелочно-ультраосновных комплексных массивов тесно связано с разломами глубинного заложения (Кухаренко и др., 1965; Егоров, 1991).

Поднимающиеся по глубинным разломам мантийные магмы вследствие высокой скорости и большой активности вызывают появление дополнительных кольцевых и конических разломов в кровле над очагом (Свешникова, 1973). Для комплексных массивов характерны длительность, многофазность становления и полиформационность магматизма. В них встречается широкий спектр магматических пород – ультращелочных, щелочных, субщелочных и щелочноземельных от ультраосновных до кислых, а также карбонатиты (Егоров, 1991; Арзамасцев и др., 1998, 2013;

Рипп и др., 2000; Костюк, 2001; Фролов и др., 2003; Владыкин, 2009;

Doroshkevich et al., 2012 и др.).

Необыкновенное разнообразие пород и руд массивов зависит от многих причин, среди которых важную роль играют состав родоначальных магм, степень дифференциации, процессы смешения, несмесимости, флюидонасыщенность, температурный режим и др. Поэтому особенно актуальным является вопрос о реконструкции физико-химических условий образования таких комплексных массивов.

Следует особо подчеркнуть, что среди щелочных пород отмечаются породы как натровых, так и калиевых рядов. Калиевый щелочной магматизм по своим масштабам занимает относительно скромное место в общем комплексе изверженных щелочных пород, но остается в центре внимания петрологов в связи с необычным химическим и изотопным составом пород, а также как один из редких источников информации о составе мантии и особенностях глубинных процессов (Первов и др., 1997). Дело в том, что вулканические некки, а так же вулкано-плутонические комплексы, приуроченные к глубинным разломам, через которые на поверхность Земли недифференцированные расплавы, отражающие состояние подкорового субстрата (Костюк, 2001).

В последние годы с помощью методов исследования включений минералообразующих сред была получена важная информация о физикохимических условиях образования ряда щелочно-ультраосновных карбонатитовых интрузий. Но она малочисленна и касается в основном Крестовского и Гулинского массивов в Маймеча-Котуйской провинции (Панина, Васильев, 1975; Kogarko et. al., 1991; Панина и др., 2001; Panina, 2005; Панина, Моторина, 2008; Панина, Усольцева, 2009), комплекса Гардинер в Гренландии (Veksler et. al., 1998), Ковдорского массива и Турьего Мыса в Карело-Кольской провинции (Панина, 1977, 1985; Nielsen et. al., 1997), интрузии Альне в Швеции (Morogan, et. al., 1995), Магнет-Ков в США (Nesbitt, 1977) и др. Калиевые щелочные комплексные плутоны в этом отношении исследованы в меньшей степени. В России наиболее изученными являются сложные ультракалиевые щелочные массивы - Сыннырский и Сакунский (Панина, 1983; Панина и др., 1991; Шарыгин, Панина, 1993), в Монголии исследованы калиевые породы комплекса Мушугай-Худук (Андреева и др., 1996, 1998, 1999; Андреева, 2000), в Южной Африке – калиевые породы комплекса Палабора (Соловова и др., 1998). Вместе с тем изучение рудоносных калиевых щелочно-ультраосновных кольцевых комплексных массивов Алданского щита до сих пор остается недостаточным.

По этому региону известны работы Л.И. Паниной с соавторами (1990, 1993, 1995, 1996, 1997, 2000), А.И. Чепурова (1972, 1974), В.В. Шарыгина (1993), В.Б. Наумова с соавторами (1995, 2008), В.А. Симонова с соавторами (2010), А.С. Борисенко с соавторами (2011).

Следует отметить, что для получения наиболее полной информации о физико-химических условиях образования пород в комплексных массивах перспективным является изучение малодифференцированных ранних и наиболее высокомагнезиальных эффузивных и гипабиссальных пород.

Изучение первичных расплавных включений в таких породах позволяет проследить широкий спектр кристаллизующихся расплавов. Однако на Центральном Алдане из-за повсеместного развития наложенных процессов для подобных исследований автор использовал также более поздние, но наиболее свежие калиевые базитовые породы. Результаты исследования этих пород позволили сравнить эволюцию их исходных расплавов в процессе кристаллизации с эволюцией составов магматических пород, присутствующих в рассматриваемых комплексных массивах и сделать соответствующие генетические выводы.

Объект исследования – калиевые базитовые породы Ыллымахского, Рябинового и Инаглинского массивов Центрально-Алданского района, а также слагающие их минералы и расплавные включения в них.

Цель работы – выяснить физико-химические условия образования калиевых базитовых пород Ыллымахского, Рябинового и Инаглинского массивов Центрального Алдана и получить информацию о составах исходных магм, их эволюции и источниках.

Задачи исследований:

Изучить петрографический и петрохимический состав исследуемых пород, а также химический состав содержащихся в них минералов.

Для исследуемых пород, с помощью методов изучения расплавных включений, выявить состав и тренд эволюции исходных расплавов, а также сопоставить его с составами магматических пород в рассматриваемых массивах. Определить температуры кристаллизации одноименных минералов.

клинопироксенов и стекол включений для получения информации об источниках исходных магм.

Проследить общие закономерности и особенности кристаллизации рассматриваемых калиевых базитовых пород Центрального Алдана.

Фактический материал. В основу работы положен фактический материал, полученный в результате исследования коллекции образцов калиевых базитовых пород щелочных массивов Центрального Алдана. Часть каменного материала, на базе которого проводились исследования, была отобрана автором во время полевых работ в 2009 году, а другая часть любезно предоставлена к.г.-м.н. Л.И. Паниной, д.г.-м.н. Ю.Р. Васильевым, д.г.-м.н. Ф.П. Лесновым (ИГМ им. В.С. Соболева СО РАН) и д.г.-м.н. Н.В.

Владыкиным (Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН).

В ходе исследований было изучено 50 шлифов и 60 полированных с двух сторон пластинок для всех образцов, проведено более термометрических экспериментов с расплавными включениями при визуальном контроле под микроскопом, а также выполнено более микрозондовых анализов и анализов на сканирующем микроскопе, которые включают изучение химического состава породообразующих и акцессорных минералов, дочерних фаз и стекол расплавных включений.

Защищаемые положения:

Кристаллизация вкрапленников клинопироксена в щелочнобазитовых дайковых породах Ыллымахского массива происходила при 1200С из гомогенного тефрито-фонолитового расплава, обогащенного Cl, S, F, Ba, который затем эволюционировал к фонолитовому. Вкрапленники оливина в щелочно-базитовых дайковых породах являются ксеногенными и были захвачены при внедрении тефрито-фонолитового расплава из расположенных под массивом ультрабазитов.

образовались из единой щелочно-базитовой магмы в процессе её эволюции.

Кристаллизация клинопироксена в биотитовых шонкинитах происходила при 1120-1190 C из гетерогенной магмы, состоящей из несмесимых силикатных, карбонатно-солевых и карбонатных фракций. Состав силикатного расплава при кристаллизации изменялся от щелочно-базитового к щелочнотрахитовому. В составе карбонатно-солевой фракции присутствовали кальцит, щелочные хлориды, сульфаты Ca, Sr, а в составе карбонатной фракции – только кальцит. Формирование минетт происходило из силикатного расплава, уже пространственно разобщённого с карбонатносолевой и карбонатной фракциями.

3. Клинопироксен в оливиновых шонкинитах Инаглинского массива кристаллизовался при 1180-1200°С из гомогенного силикатно-солевого расплава, который при более низких температурах в условиях закрытой системы включений распадался на несмесимые силикатные и карбонатносолевые фракции. Состав силикатной составляющей эволюционировал от трахибазальтового к щелочно-трахитовому. Карбонатно-солевая фракция имела щелочно-карбонатный состав и была обогащена S и Cl.

Практическая значимость. В результате исследования получена прямая информация о температурном режиме силикатных расплавов, участвовавших в формировании калиевых базитовых пород Центрального Алдана, их составе, флюидонасыщенности, эволюции и процессах силикатно-карбонатной несмесимости. Полученные данные вносят существенный вклад в развитие представлений о генезисе калиевых базитовых пород Центрального Алдана и могут быть использованы для построения физико-химических моделей процессов кристаллизации и эволюции щелочно-базитовых расплавов, а также в качестве дополнительных критериев для выявления потенциальной рудоносности интрузий.

Научная новизна и личный вклад. Впервые с использованием современных методов исследования проведено комплексное петрографическое, петрохимическое, геохимическое и термометрическое изучение щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива, биотитовых шонкинитов Рябинового массива и оливиновых шонкинитов Инаглинского массива: определены температуры кристаллизации одноименных минералов;

установлены состав и характер эволюции исходных щелочно-базитовых расплавов, их флюидонасыщенность, обогащённость редкими элементами.

Впервые обнаружены проявления силикатно-солевой несмесимости расплавов при кристаллизации биотитовых шонкинитов Рябинового массива и оливиновых шонкинитов Инаглинского массива.

Апробация работы. Результаты исследований отражены в публикациях, в том числе в 2 статьях в рецензируемых научных отечественных периодических изданиях, рекомендованных ВАК. Основные результаты представлены на российских и международных конференциях, включая ACROFI III (Новосибирск, 2010), 5-ю и 6-ю Сибирскую конференцию молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2010, 2012), 48-ю и 49-ю Международную студенческую конференцию “Студент и научно-технический прогресс” (Новосибирск, 2010, 2011), ECROFI XXI (Леобен, Австрия), XV Всероссийскую конференцию по термобарогеохимии (Москва, 2012), Международную конференцию “Рудный потенциал щелочного, кимберлитового и карбонатитового магматизма” (Москва-Судак, 2012; Москва, 2013), ACROFI IV (Брисбен, Австралия, 2012).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения и списка литературы. Текстовой и иллюстративный материал изложен на 156 страницах и включает 43 рисунка, 29 таблиц. Список литературы состоит из 139 наименований.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность своему научному руководителю к.г.-м.н. Л.И. Паниной за участие в формировании научных взглядов, руководство работой, внимание и всестороннюю поддержку. Большую признательность автор выражает Л.М. Усольцевой за методические консультации и помощь в проведении термометрических исследований. Автор признателен д.г.-м.н. А.А. Томиленко, д.г.-м.н. А.И.

Изоху, д.г.-м.н. О.М. Туркиной, д.г.-м.н. Ф.П. Леснову, д.г.-м.н. А.С.

Борисенко, к.г.-м.н. В.В. Шарыгину, к.г.-м.н. В.П. Чупину за конструктивные замечания, советы и рекомендации. Автор благодарен д.г.-м.н. Ю.В.

Рокосову за поддержку и ценные советы. За сотрудничество и обсуждения различных вопросов автор выражает благодарность коллективу Лаборатории термобарогеохимии ИГМ СО РАН. Автор благодарен к.х.н. Л.Н. Поспеловой и С.В. Ковязину за оказанную помощь при микрозондовых и ионно-зондовых исследованиях. Автор выражает признательность д.г.-м.н. Ю.Р. Васильеву, д.г.-м.н. Леснову и д.г.-м.н. Н.В. Владыкину за предоставленную коллекцию образцов.

Работа выполнена в соответствии с планом научно-исследовательских работ лаборатории Термобарогеохимии ИГМ СО РАН и при финансовой поддержке СО РАН (интеграционный проект № 14-2.2), гранта Фонда Михаила Прохорова (2012 г.), гранта РФФИ (№14-05-31074).

Глава 1. ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЯ КАЛИЕВОГО

ЩЕЛОЧНОГО МАГМАТИЗМА ЦЕНТРАЛЬНОАЛДАНСКОГО РАЙОНА

Мезозойский калиевый щелочной магматизм Алданского щита (Россия) представляет интерес с точки зрения генезиса глубинных магм, их эволюции и рудоносности.

Алданский щит располагается в юго-восточной части Сибирской платформы, которая неоднократно взаимодействовала в фанерозое с окружающими её подвижными областями. Мезозойский магматизм в пределах Алданского щита связан с процессами тектономагматической активизации, которые проявились, главным образом, в виде внутриплитного рифтогенеза, сопряжённого с коренной структурной перестройкой на юговосточном обрамлении Сибирской платформы. Предполагается (Зоненшайн и др., 1990; Максимов, 2003), что юго-восток Алданского щита в течение позднего триаса поздней юры представлял собой активную континентальную окраину с субдукцией океанической коры МонголоОхотского бассейна к северо-западу. Параллельно с процессом субдукции происходило постепенное сближение Амурского геоблока и Сибирской платформы, приведшее к их столкновению в раннем мелу (Парфенов, 1984) (рис. 1). Результатом сложного сопряжения двух геодинамических обстановок (рифтогенеза и активной континентальной окраины) на смежных частях щита явилось появление кольцевых вулканоплутонических комплексных массивов (Кочетков и др., 1989). В Центрально-Алданском районе они приурочены к тектонически максимально ослабленным участкам земной коры, которые располагаются в зонах и узлах пересечения субширотных, субдолготных, северо-восточных и северо-западных разломов, а также контролируются многопорядковой системой кольцевых морфоструктур (рис. 2).

Рис. 1. Тектоническая схема Алданского щита и его обрамления (Парфенов, 1984). 1 докембрийские образования Алданского щита и Амурского мегаблока; 2 - вендраннекембрийские отложения чехла Сибирской платформы; 3, 4 - мезозойские складчатые системы: 3 - Монголо-Oхотская c реликтами позднедокeмбрийских и палеозойских складчатых структур, 4 - Янo-Колымская и Сихотэ-Алиньская; 5-9 - мезозойские образования: 5 - континентальные отложения впадин Южно-Алданской системы, 6 гранитоидные батолиты Станового поднятия, 7 - магматические породы Чapa-Учурского поднятия и зоны мезозойских впадин, 8 - вулканиты pаннемезозойских вулканических дуг, 9 - меловые континентальные вулканиты и ассоциирующие с ними гpанитоиды окраинно-континентального вулканического пояса; 10 - разломы; 11 – контур ЦентральноАлданского района; 12 - зоны скрытых пологопадающих глубинных разломов (Абрамов, 1993). I-IV – структуры. I-III - Алданский щит: I - Чара-Учурское поднятие, II - зона мезозойских впадин, III - Становое поднятие; IV - Амурский мегаблок; V-VII – складчатые системы: V- Монголо-Охотскaя, VI - Яно-Колымская и VII - СихотэАлиньская. Цифры в кружках: 1 – Тыркандинский и 2 - Суннагино-Ларбинский разломы.

Рис. 2. Схема размещения морфоструктур Центрального Алдана и распространения мезозойских магматических пород (Кравченко и др., 1985).

1-3 – границы кольцевых морфоструктур: 1 – первого порядка с превышением высот 500м (а) и до 200 м (б), 2 – второго порядка с четко выраженными купольными (а) и плоскими (б) структурами, 3 – третьего порядка (А – Алданская, Э – Эльконская, Б – Байонайская, Ы – Ыллымахская, Ю – Юхтинская, И – Инаглинская, Т – Тобукская, К – Куранахская); 4 – грабенообразные долины; 5 – разломы, установленные в результате дешифрования космических снимков и топографических карт (а) и по геофизическим данным (б); 6 – локальные выступы поверхности кристаллического фундамента в пределах горстообразных участков; 7 – юрские кальдеры проседания установленные (1 – Томмотская, 2 – Якокутская, 3 – Джекондинская, Ы – Ыллымахская) и предполагаемые ( – Рябиновая, 5 – гольца Стрелка, 6 – Инаглинская и др.); 8 – сиениты щелочноземельные (а) и щелочные (б); 9 – породы дайковой фации: а – пояса даек ультрамафитов и мафитов, б – трубки базальтоидов и ультрамафитов; 10 – направление и амплитуда смещения центров палеокуполов относительно центров локальных выступов поверхности архейского фундамента, кальдер проседания и интрузий центрального типа.

Большая часть этих разломов и кольцевых структур унаследовано развивалась с архея, а в мезозойское время была активизирована, усложнена и омоложена (Юшманов, Максимов, 1988).

В пределах Алданского кристаллического щита мезозойский этап калиевого щелочного магматизма проявился локально в ряде разобщенных районов. Е.П. Максимов (1973) на Алданском щите выделяет девять районов щелочного мезозойского магматизма (рис. 3). Среди них ЦентральноАлданский район является самым крупным (12,5 тыс. км2) и экономически важным ареалом мезозойского магматизма (Кочетков, 2006 а). Полезными ископаемыми данного района являются Au, U, Th, Cu, Mo, Pb, Ni, Fe, апатит, флогопит, хромдиопсид и элементы платиновой группы (Кочетков 2006 а;

Максимов и др., 2010; Хомич, Борискина, 2010).

Центрально-Алданский район расположен в северной части ЧароАлданского глыбового поднятия на стыке Олекмо-Алданской и НимныроСуннагинской глыб I порядка (Максимов, 1973) (рис. 3). Мезозойские магматические породы здесь образуют кольцевые вулкано-плутонические комплексы, штоки, лакколиты, также силлы, дайковые пояса и поля. Реже встречаются некки, трубки взрыва и субвулканические тела (Кочетков, а). Мезозойский этап магматизма Центрального Алдана представлен широким спектром пород – ультращелочными, щелочными, субщелочными и щелочноземельными от ультраосновных до кислых (табл. 1). Кроме того в последнее время в Центрально-Алданском районе А.Я. Кочетковым (2006 б) на Рябиновом вулкано-плутоническом массиве были найдены карбонатиты.

Для мезозойского магматизма Алданского щита характерно широкое развитие лейцит-щелочносиенитовой (вулканоплутонические ассоциации) и трахит-сиенитовой (монцонит-сиенитовая по А.Я. Кочеткову и К.А.

Лазебнику, 1984), а также гранитоидной формаций (Кочетков, 2006 а). А.Я.

Кочетков и К.А. Лазебник (1984) выделили ещё калиевую Рис. 3. Схема тектонического строения Алданского щита по Е.П. Максимову, 1973.

1 - северный склон Алданской синеклизы; 2 - складчатые и орогенные области обрамления щита; 3 - Чаро-Алданская глыба; 4 - Учуро-Майский блок; 5 - ЮжноАлданская система впадин; 6 – глыбы (I-III) и блоки (IV-V) первого порядка ( I - ЧароТоккинская, II - Олекмо-Алданская, III - Нимныро-Суннагинская, IV - ГынымоОмнинский, V - Алдано-Майский); 7 - поднятия (а) и впадины (б) второго порядка; 8 впадины Южно-Алданской системы, заполненные юрско-меловыми и кайнозойскими (на западе) осадками; 9 - мезозойские интрузии (обычно вулканоплутонические комплексы).

Цифры на рисунке - районы щелочного магматизма: 1 - Мурунский, 2 - Урагинский, 3 Верхне-Амгинский, 4 - Центрально-Алданский, 5 - Эвотинский, 6 - Суннагинский, 7 - КетКапский, 8 - Одолинский, 9 - Верхне-Гонамский.

щелочнопикритоидную (шонкинит-щелочнопикритовая) формацию, позже отнесенную О.А. Богатиковым с соавторами (1991) к лампроитовой. Исходя из геологических соотношений, петрографических и петрохимических характеристик магматических пород, А.Я. Кочетков (2006 а), с некоторой долей условности, выделил на Алданском щите пять формационных групп (табл. 1). А.Я. Кочетков с соавторами (1989) и Ю.А. Билибин (1958) считают, что полиформационность алданского мезозойского магматизма обусловлена многократностью проявления магматической деятельности на одних и тех же площадях, наличием нескольких разноглубинных магматических очагов, генерирующих расплавы разной щелочности и совмещением во времени и пространстве продуктов их внедрения. А.Я. Кочетков и К.А. Лазебник (1984) предполагают, что лейцитит-щелочносиенитовая формация формировалась из калиевой щелочнобазальтовой магмы, а монцонит-сиенитовая образовалась в пределах земной коры или в результате ассимиляции корового материала щелочнобазальтовой магмой; шонкинитщелочнопикритовая формация, по-видимому, была связана с наиболее глубинными мантийными очагами.

Существуют различные точки зрения об участии субдуцированной океанической коры Монголо-Охотского бассейна в формировании материнских магматических очагов алданского комплекса. Так Е.П.

Максимов с соавторами (2003, 2010) считают, что субдуцированная формировании всех материнских магматических очагов алданского магматическую зональность Алданского щита, которая проявилась в петрохимических свойствах магмопроявлений, последовательно сменяющих друг друга по латерали с юга и юга-востока на северо-запад, когда каждая последующая ассоциация в ряду обладает более высокой калиевой Петрохимические особенности магматических пород алданского комплекса (Кочетков, 2006 а) состав); локальные магматические SiO2,% Известково-щелочная гранитоидная (гранит-порфиры, сиениты, кварцевые порфиры);

орочонский и учурский комплексы Субщелочная трахитсиенитовая (сиениты, ортофиры, монцониты, андезитотрахиты, трахиты); лебединский комплекс Калиевая лейцитит-щелочносиенитовая (лейцититы, щелочные базальты, кальсилитовые сиениты, малиньиты, эпилейцитовые сиенит- 52-64 2-10 (100) 400-800 4-6 20- порфиры, псевдолейцитовые трахиты, калиевые бостониты); ыллымахский и мурунский комплексы Калиевая шонкинит-щелочнопикритовая (шонкиниты, шонкинитпикриты, калиевые пикриты, слюдистые перидотиты, дуниты, карбонатиты); инаглинский и тобукский комплексы Калий-натриевая фонолитнефелин-сиенитовая (фонолиты, сиениты, нефелиновые сиениты);

рябиновский комплекс щелочностью и более высокими содержаниями Rb, Ba и Sr. Такой же точки зрения придерживаются А.Я. Кочетков и К.А. Лазебник (1984), которые отметили петрохимическую и геохимическую близость пород алданского комплекса с вулканитами островных дуг. Несколько другой точки зрения придерживаются В.А. Кононова с соавторами (1994), основываясь на анализе геохимических особенностей калиевых пород Центрального Алдана и определенных чертах их сходства с продуктами вулканизма окраинноконтинентальных и островных вулканических дуг (Испания, Италия, Индонезия) и отчетливых отличий от пород древних платформ (Африка, Австралия). Данные авторы считают, что калиевые щелочные породы располагаются на значительном удалении от предполагаемого выхода мезозойской зоны субдукции на поверхность (около 500-600 км). Поэтому сопровождавшие мезозойскую субдукцию процессы не оказывали непосредственного влияния на состав источников калиевых магм, а создавали благоприятные условия для магмообразования и поступления магм к поверхности (раскрытие глубинных разломов, повышение уровня геотерм и др.). В.А. Кононова с соавторами (1994) полагают, что при образовании калиевых пород Центрального Алдана происходило плавление литосферы, измененной под влиянием процессов субдукции, проявившихся в предшествующие мезозою геологические эпохи (например, в докембрии).

Это предположение подкрепляется геофизическими данными: древняя зона субдукции фиксируется непосредственно под центрами калиевого магматизма на Центральном Алдане (Абрамов, 1993).

Объектом наших исследований явились калиевые базитовые породы из мезозойских щелочных вулканоплутонических комплексов Центрального Алдана – Ыллымахского, Рябинового и Инаглинского.

Глава 2. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ При выполнении работы был использован комплекс современных методов исследования, и наибольшее внимание уделялось методам изучения включений минералообразующих сред, основанным на оптических, термометрических, микрозондовых исследованиях расплавных и флюидных включений в минералах. Первые указания на возможность использования включений в термометрических целях приводятся в работах Н.П. Ермакова (1950, 1972). В дальнейшем (Базарова и др., 1975; Реддер, 1987; Соболев, 1996) опыты показали возможность использования включений для выявления химического состава минералообразующих сред и их эволюции при кристаллизации в природных магматических и гидротермальных системах.

Было установлено, что исследования расплавных и флюидных включений позволяют получать прямую информацию о давлении, флюидонасыщенности кристаллизующихся расплавов, их смешении или, наоборот, несмесимости, фракционной и кристаллизационной дифференциации, а также контаминации. При этом было доказано, что расплавные включения сохраняют и содержат в себе уникальную первичную информацию о физикохимических параметрах кристаллизации минералов, которая обычно теряется при формировании пород и протекании постмагматических процессов.

Для исследований из калиевых базитовых пород Ыллымахского, Рябинового и Инаглинского массивов автором были изготовлены шлифы и полированные с двух сторон пластинки, которые изучались в проходящем и отраженном свете на поляризационном микроскопе Olympus BX51 с цифровой фотокамерой ColorView III.

Термометрические исследования расплавных и флюидных включений в минералах проводились в микротермокамере с силитовым нагревателем конструкции М.Ю. Михайлова и В.С. Шацкого (1974). В данной микротермокамере силитовый нагреватель имеет форму тонкой пластинки, которая разогревается при прохождении тока (рис. 4).

Нагреватель позволяет получать температуры до 1600 C с точностью эталонировках. Поверхность нагревателя не деформируется при нагревании и, будучи пришлифованной, обеспечивает хороший и стабильный контакт осуществляется при помощи платино-платинородиевой термопары. Спай термопары помещается по возможности ближе к нагреваемому препарату и жестко закрепляется. Эталонировка термопары осуществляется по отчетливо фиксируемым точкам плавления некоторых химически чистых солей и благородных металлов, помещаемых в рабочую точку камеры. В данной работе эталонировка камеры производилась по точкам плавления K2Gr2O (400 C), NaCl (800 C), Au (1063 C), Mn (1250 C). В качестве электроизмерительного прибора использован милливольтметр, рассчитанный на небольшую э.д.с.

При прогреве оливина в воздушной среде он существенно окисляется и покрывается бурой пленкой (окислы железа), что затрудняет наблюдение за процессами, происходящими во включениях. Поэтому термометрические микротермокамере с инертной средой очищенного аргона конструкции Н.Ю.

Осоргина, А.А. Томиленко (1990). Термокамера состоит из корпуса (1), крышки (2), нагревателя (14). В корпусе заложены разборные тоководы, состоящие из винта (10) и клеммы (9) (рис. 5). Втулки (7, 8) обеспечивают электроизоляцию тоководов. В корпусе и крышке имеются каналы для водяного охлаждения, закрытые кольцами (6, 11). Верхнее (4) и нижнее (12) смотровые стекла изготовлены из лейкосапфира. Верхнее смотровое стекло Рис. 4. Схема устройства пластинчатого силитового нагревателя (Михайлов, Шацкий, 1974). Размеры деталей нагревателя в см.

Рис. 5. Микротермокамера с инертной средой, конструкции Н.Ю. Осоргина и А.А.

Томиленко (1990). а - общий вид; б - разрез камеры.

1 – корпус; 2 – крышка; 3 – оправка; 4 – верхнее смотровое стекло; 5 – спираль нагревательного элемента; 6, 11 – каналы водяного охлаждения; 7, 8 – электроизоляционные втулки; 9 – клеммы токовода; 10 – винт токовода; 12 – нижнее смотровое стекло; 13 – подложка для препарата; 14 – нагревательный элемент.

закреплено в оправке (3), нижнее - в корпусе (1). Нагревательный элемент (14) выполнен в виде керамического тонкостенного цилиндра с крышкой, в котором запечена спираль из родиевой проволоки (5). Сверху в крышке по ее оси выполнено цилиндрическое углубление для размещения образца. По периметру цилиндра имеются отверстия, в одном из которых расположен канал для инертного газа. Исследуемая пластинка минерала помещается на подложку (13) из лейкосапфира или ВеО.

Микротермокамера имеет небольшой внутренний объем, хорошо загерметизирована. Это дает возможность создания в ней среды с низким потенциалом кислорода, что позволяет нагревать в ней темноцветные минералы с высокой железистостью, которые в обычных термокамерах с воздушной средой окисляются и становятся непрозрачными. Малая инерционность микротермокамеры позволяет автоматически регулировать температуру с высокой точностью (Осоргин, Томиленко, 1990).

Валовый анализ содержания летучих компонентов в первичных расплавных включениях, присутствующих в клинопироксенах шонкинитов и хроматографической установки (Осоргин, 1990). Этот анализ позволяет из одной порошкообразной пробы определять одновременно СО2, Н2О, СН4, Н2, N2, СО, О2, Н2S, SO2. Для анализа отбиралась под бинокуляром навеска в мг чистых, не подвергнутых замещению зерен клинопироксена фракцией 0.25 мм, которые прогревались ступенчато от 600, 800 до 1000 C.

Для определения химического состава дочерних фаз и стекол включений, а так же составов породообразующих и акцессорных минералов использовался рентгеноспектральный электронно-зондовый микроанализатор “Сamebax-Micro”. Исследуемый образец обычно помещают в вакуумную объектную камеру. Процесс анализа наблюдается через оптический микроскоп. Специальная электронно-оптическая система, состоящая из электронной пушки и электромагнитных линз, создает сфокусированный на образце пучок электронов. Электроны возбуждают атомы исследуемого вещества и вызывают рентгеновское излучение.

Излучение разлагается в спектр на рентгеновских спектрометрах с изогнутыми монокристаллами. Интенсивность спектральных линий измеряется счетчиками с соответствующими блоками, которые регистрируют импульсы. По значениям интенсивности линий и их сравнении с соответствующими линиями эталонов рассчитывается содержание того или иного элемента в образце. Рентгеноспектральный микроанализатор позволяет количественно определить почти все элементы периодической системы Менделеева с локальностью до одного микрона из массы вещества порядка 10-13г (Базарова и др., 1975). Последнее представляет исключительную важность при исследовании микропорций расплавов, законсервированных в самых различных минералах. При анализе включений сила тока составляла 30-40 нА, ускоряющее напряжение 20 кВ, диаметр электронного пучка 2.5- мкм. Элементы эталонизировались согласно комбинации хорошо охарактеризованных минералов, чистых металлов и синтетических компонентов. При анализе определялись содержания основных петрогенных компонентов, а также S, Cl, Ba, Sr. Пределы обнаружений элементов рассчитаны (Лаврентьев и др., 1974) по 2–критерию (мас. %): SiO2 – 0.009;

TiO2 – 0.036; Al2O3 – 0.012; FeO - 0.019; MgO – 0.013; MnO – 0. 022; CaO – 0.010; Na2O – 0.020; K2O – 0.010; BaO – 0.105; SrO – 0.019; P2O5 – 0.008; Cl – 0.011; SO3 – 0.011. Аналитическая погрешность рентгеноспектрального электронно-зондового микроанализа для компонентов с содержанием более 10 мас. % оценивается в 2 % отн., с содержанием от 1 до 10 мас. % - ~5 % отн., с содержанием менее 1 мас. % - ~10 % отн. Подготовка материалов для анализа производилась следующим образом: образцы полированной пластинки с включениями наклеивались эпоксидной смолой на предметное стекло, после чего включения и минералы выводились на поверхность с помощью алмазной пасты. Для того чтобы на поверхности образца не накапливался заряд, на него напылялась тонкая токопроводящая пленка из углерода.

Состав некоторых включений в исследуемых породах определялся также с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO1430VP, снабженного энергетическим спектрометром “OXFORD” (Рид, 2008). При его использовании можно получать изображения поверхности образца с большим разрешением (менее микрометра) и получать информацию о химическом составе приповерхностных слоёв. Подготовка образцов производилась также как для рентгеноспектрального электронно-зондового анализа. Этот метод базируется на использовании эффекта взаимодействия вещества с электронами, ускоренными напряжением до 30 кВ (в линзами. В результате взаимодействия возникают вторичные электроны, отраженные электроны, тормозное и характеристическое рентгеновское излучение и другие типы ответных сигналов. Каждый вид излучения регистрируется детекторами и характеризует те или иные особенности образца. В работе использовался режим съемки в обратно-рассеянных электронах. Отражённые электроны несут информацию о распределении электронной плотности вещества, т. е. режим съемки чувствителен к атомным номерам исследуемого вещества и позволяет наблюдать неоднородности химического (фазового) состава по площади сканирования.

Области, обогащённые элементом с большим атомным номером, выглядят ярче (Рид, 2008). Кроме того, на сканирующем микроскопе параллельно проводился рентгено-спектральный микрозондовый химический анализ исследуемого вещества. Для этого в приборе используется Si (Li) энергетический детектор фирмы “OXFORD”. Метод позволяет проводить количественный химический анализ в микрообъеме и получать распределение разных элементов по площади сканирования. Для проведения количественного химического анализа по эталонам используется программа INCA Energy300. Данный метод не нарушает целостность образца.

Ускоряющее напряжение составляет 20 кВ, электронный пучок захватывает область исследуемого образца на глубину 2-5 мкм от поверхности.

Анализ редкоземельных и редких элементов в расплавных включениях и зернах минералов был выполнен методом вторично-ионной массспектрометрии (SIMS) на ионном зонде “Cameca IMS-4f” (Ярославский филиал Физико-технологического института РАН) по методике А.В.

Соболева, В.Г. Батановой (1995). Диаметр первичного пучка составлял мкм. Для элементов с содержанием более 0.1 ppm погрешность определения не превышала 10% отн., а для концентраций менее 0.1 ppm погрешность составляла 30-50% отн. (Соболев и др., 1996). Содержания воды и фтора в стекле включений было определено также с помощью метода SIMS по методике А.В. Соболева (1996), с погрешностью менее 10% отн.

Определение состава некоторых мелких солевых фаз в силикатнокарбонатных включениях проводилось методом Рамановской спектроскопии (спектроскопии комбинационного рассеяния, или КРспектроскопии) на одноканальном спектроанализаторе U - 1000 фирмы Jobin Yvon. Возбуждение проводилось твердотельным лазером Spectra Physics с длиной волны 514 нм и мощьностью 1,8 Вт.

Для определения петрогенных компонентов в исследуемых породах использовался рентгенофлюоресцентный анализ (РФА). Нижний предел обнаружения для большинства анализируемых петрогенных элементов (SiO2, Al2O3, TiO2, CaO, Fe2O3, MnO, K2O, P2O5) составляет 0.01 мас.%, а для Na2O – 0.04 мас.%, MgO – 0.05 мас.%.

определены методом масс-спектрометрии с индукционно-связанной плазмой (ICP-MS) на масс-спектрометре ELEMENT фирмы Finnigan MAT c ультразвуковым распылителем U-5000AT+. Методика определения описана в работе И.В. Николаевой с соавторами (2008). Пределы обнаружения элементов (ррm): La, Ce – 0.06; Pr, Nd – 0.03; Sm – 0.01; Eu – 0.003; Gd – 0.02;

Tb, Dy, Tm – 0.01; Ho – 0.003; Er, Yb – 0.02; Lu – 0.003; Hf, Nb – 0.09; Zr – 0.22; Ta – 0.15 (Николаева и др., 2008).

Все исследования и анализы, кроме определения редкоэлементного состава зерен минералов, расплавных включений, а также содержания воды и фтора в последних, проводились в лаборатории Термобарогеохимии (№436) и Аналитическом Центре ИГМ СО РАН (г. Новосибирск).

Глава 3. ЫЛЛЫМАХСКИЙ МАССИВ 3.1. Геологическое строение и возраст пород Ыллымахский массив расположен в центральной части кольцевой (очаговой) морфоструктуры второго порядка, входящей в состав ЧароУчурского сводового поднятия (рис. 2) (Билибин, 1947). По аналогии с другими щелочными массивами центрального типа (Кравченко, Власова, 1962), здесь также предполагается наличие кальдеры проседания, «залеченной» последующими внедрениями интрузивных пород. На современном эрозионном срезе массив имеет близкую к округлой форму площадью около 40 км2 и зональное внутреннее строение, в значительной степени осложненное системой неполнокольцевых разломов (Билибин, 1947;

Кравченко, Власова, 1962). Существенная роль в строении массива (рис. 6) принадлежит вулканогенным образованиям, которые представлены эпи- и псевдолейцитовыми фонолитами, щелочными трахитами и их туфами, которые слагают неполнокольцевые зоны в западной и восточной частях ультраосновного состава. Возраст фонолитов, определенный К–Аr методом, соответствует 142 ± 5 млн. лет, а щелочных трахитов – 150 ± 4 млн. лет (Шнай, Орлова, 1977).

Среди интрузивных пород самыми ранними являются малиньиты и шонкиниты (165 ± 5 млн. лет)*, а также связанные с ними постепенными переходами меланократовые сиениты (163 ± 5 млн. лет)*, и возможно, монцониты (152 ± 5 млн. лет)*, слагающие неполнокольцевые тела и мелкие штоки в краевых западной, юго-западной и восточной частях массива.

Малиньиты также содержат мелкие ксенолиты ультрабазитов (верлитов, * - определение возраста пород выполнено K-Ar методом (Шнай, Орлова, 1977).

Рис. 6. Схема геологического строения Ыллымахской вулкано-интрузивной структуры (по Ю.А. Билибину, 1947, с изменениями и дополнениями Г.К. Шнай и М.П. Орловой, 1977).

Породы массива: 1 - кварцевые тела: а - штокверк, б - жилы; 2 - дайки: а - сельвсбергитов, б - тингуаитов; 3 - щелочные (эгириновые) граносиениты; 4 - пуласкиты; 5 - нефелиновые и псевдолейцит-нефелиновые сиениты: а - массивные крупозернистые, б - пегматоидные;

6 - псевдолейцитовые фонолиты, трахиты и их туфы; 7 - а - монцониты, б - шонкиниты и малиньиты. Вмещающие породы: 8 - мраморизованные доломиты и известняки раннего докембрия. 9 - элементы залегания: а - трахитоидность и флюидальность, б сланцеватость; 10 - тектонические нарушения.

пироксенитов). Магнезиальность оливина (Fo74) в породах ксенолитов значительно выше, чем в малиньитах (Fо48). Наличие ксенолитов ультраосновного состава А.А. Ельянов и В.М. Моралев (1974) связывают с возможным присутствием на глубине под Ыллымахским массивом ранних ультрамафитов, подобно широко представленным на массиве Инагли.

Внутренние (северную, южную и восточную) части массива слагают крупные блоки нефелиновых и псевдолейцитовых сиенитов (158 ± 5 млн.

лет)*, в которых наблюдаются мелкие ксенолиты и крупные блоки (1.5 на м) фельдшпатизированных эффузивов и малиньитов. Здесь же встречаются дайки псевдолейцитовых тингуаитов и дайки щелочно-базитового состава, которые явились предметом нашего изучения.

В южной части массива локализованы пуласкиты (133 ± 4 млн. лет)* (Шнай, Орлова, 1977), с которыми связаны маломощные секущие дайки сельвсбергитов. Становление массива завершилось внедрением центрального штока эгириновых гранитов (133 ± 4 млн. лет)* и граносиенитов (131 ± млн. лет)*, прорвавшего перечисленные выше сиениты.

С гранитоидами пространственно связаны дайки гранит-порфиров, граносиенит-аплитов, жилы, гнезда и штокверки кварцевых, кварцполевошпатовых, эгирин-кварцевых и эгирин-альбитовых пород, а также мономинеральных альбититов и эгиринитов, часто проявляющихся вдоль зон трещиноватости. В южной части гранитоидного штока располагается крупное тело мономинеральных гигантокристаллических кварцевых пород.

Вмещающие карбонатные толщи имеют крутое падение в сторону от массива. В непосредственном контакте с массивом они интенсивно мраморизованы.

* - определение возраста пород выполнено K-Ar методом (Шнай, Орлова, 1977).

3.2. Петрография и химический состав щелочно-базитовых дайковых пород Щелочно-базитовые дайковые породы имеют темно зеленоватосерый цвет, порфировую структуру. Породы представлены вкрапленниками оливина, клинопироксена, псевдолейцита и афанитовой основной массой.

В шлифах щелочно-базитовых пород наблюдаются вкрапленники оливина (7 об.%), клинопироксена (38 об.%), псевдолейцита (20 об.%), мелкие зерена калиевого полевого шпата (2 об.%), магнетит + сульфиды + апатит (3 об.%) и стекло (30 об.%) (рис. 7).

Оливин в породах довольно свежий. Он представлен бесцветными вкрапленниками неправильной формы, размером от 0.5 мм до 2 мм.

Вкрапленники обычно сильно корродированы, разбиты множеством трещин.

По краям и трещинкам оливин обычно замещается желто-бурыми продуктами, часто трещинки залечены застеклованным расплавом. Зерна оливина иногда содержат микролиты апатита.

Клинопироксен наблюдается также в виде вкрапленников разного размера – от 1 до 4 мм. Мелкие вкрапленники образуют скопления, создавая гломеропорфировую и сериальнопорфировую структуру породы. Большие и мелкие вкрапленники клинопироксена имеют как идиоморфную, так и ксеноморфную форму. Идиоморфные зерна имеют восьмиугольные сечения (поперечный разрез) и сечения с призматическим габитусом (удлиненные зерна). Вкрапленники бывают равномерно окрашенными (желтоватозеленоватые и густо-зеленые) и зональными (от светло-зеленоватого в центре до густо-зеленого по краям). Иногда встречаются зональные пироксены, окраска которых меняется от желтовато-зеленой в ядрах к светло-зеленой или бесцветной в тонкой промежуточной зоне до густо-зеленой в каймах.

Вкрапленники клинопироксена иногда включают в себя реликтовые зерна Рис. 7. Щелочно-базитовая дайковая порода Ыллымахского массива. Ol – оливин, Cpx – клинопироксен, Lct – псевдолейцит, Ti-Mgt – титаномагнетит. Изображение в проходящем свете.

оливина, чаще – зерна магнетита. Ксеноморфные зерна клинопироксена иногда окружены зернами псевдолейцита.

Псевдолейцит в породах образует небольшого размера идиоморфные фенокристы, которые имеют восьмиугольные и близкие к ним сечения. В скрещенных николях зерна псевдолейцита изотропные, а в проходящем свете они светлого серовато-коричневого цвета. По зонам роста вкрапленников развивается тонкозернистый агрегат магнетита (исходя из отражательной способности минерала).

Основная масса состоит из тонкокристаллических лейст калиевого полевого шпата, клинопироксена, рудных выделений (Ti-магнетит, сульфиды) и девитрифицированного коричневого стекла.

Ti-магнетит встречается в породах как в виде самостоятельных зерен, так и в виде микролитов во вкрапленниках оливина, клинопироксена и псевдолейцита. В последнем случае он гипидиоморфен: представлен близкими к треугольным и квадратным сечениями. В основной массе зерна Ti-магнетита неправильной формы. Ti-магнетит отмечается так же в виде ксеногенной фазы (минерала-спутника) в составе расплавных включений, обнаруженных во вкрапленниках оливина и клинопироксена.

Сульфиды встречаются только в основной массе в виде неправильной формы маленьких зерен. В шлифе они определяются по отражательной способности и желтой окраске.

Апатит встречается в породах в виде редких мелких зерен, имеющих гексагональную форму среза, а также отмечается в виде микролитов в оливине и в составе расплавных включений как ксеногенная фаза.

Щелочно-базитовые дайковые породы имеют (табл. 2, ан. 1, 2) основной, обогащенный щелочами (~ 7.8 мас. % при преобладании K над Na) состав, содержат 0.9 мас. % TiO2, 0.7 мас. % P2O5 и 0.2 мас. % BaO (Владыкин, 1997; Панина и др., 2011).

Средний химический состав пород Ыллымахского массива и стекла основной массы, мас. % Сумма 99.33 100.34 95.87 100.08 100.32 99.47 99.40 99.38 99. Примечание. 1,2 - исследуемые щелочно-базитовые породы; 3 - cтекло основной массы исследуемых щелочно-базитовых пород; 4 - исследуемые щелочно-базитовые породы за вычетом ксенокристов оливина. Другие породы массива: 5 - малиньиты и меланократовые сиениты; 6 монцониты; 7 - эпилейцитовые фонолиты и трахиты; 8 - нефелиновые и псевдолейцитовые сиениты; 9 - щелочные сиениты (пуласкиты).

1, 3, 4 - наши данные, 2 – по данным Н.В. Владыкина (1997), 5-9 - по данным Г.К. Шнай и М.П.

Орловой (1977). Прочерк - элемент не определялся.

* В сумме также учитывается (мас. %) 0.19 BaO, 0.13 SrO, 0.08 F, 0.9 H2O.

** В сумме также учитывается (мас. %) 0.25 BaO, 0.1 SrO, 0.03 Cl, 0.06 SO3. Среднее значение состава стекла основной массы дано в зависимости от количества анализов, приведенных в скобках.

Определение химического состава петрогенных компонентов щелочно-базитовых пород выполнено с помощью рентгенофлюоресцентного анализа. Аналитик Н.Г. Карманова. Анализ состава стекла основной массы выполнен на рентгеноспектральном микроанализаторе CamebaxMicro. Аналитик Л.Н. Поспелова.

3.3. Химический состав минералов щелочно-базитовых дайковых пород Химический состав оливина в крупных и мелких вкрапленниках близкий, однородный, незначительно варьирует от Fo72 до Fo76 (табл. 3). Как отмечалось выше, такого же состава оливины (Fо74) были описаны (Емельянов, Моралев, 1974) в ксенолитах верлитов, обнаруженных в малиньитах Ыллымахского массива.

Состав однородных и зональных вкрапленников клинопироксена по международной классификации N. Morimoto (1989) относится к диопсиду (рис. 8). Равномерно окрашенные клинопироксены густо-зеленого цвета являются наиболее железистыми (Fe# = 0.29, табл. 4, ан. 7), а желтоватозеленые – более магнезиальными (Fe# = 0.24, табл. 4, ан. 8). В зональных клинопироксенах железистость густо-зеленой каймы составляет 0.25-0. (табл. 4, ан. 3, 6), желтовато-зеленой зоны – 0.24-0.25 (табл. 4, ан. 2, 5), а светло-зеленая и бесцветная ядерные зоны (табл. 4, ан. 1, 4) – самые магнезиальные (Fe# = 0.16-0.24).

Cогласно классификации N. Morimoto (1989) cостав тонких лейст клинопироксена из основной массы относятся к диопсиду с Fe# = 0.34 и повышенными содержаниями TiO2, Al2O3 (табл. 4, ан. 9) по сравнению с вкрапленниками.

Псевдолейцитовые вкрапленники состоят из смеси ортоклаза (мас.

%: 65.6 SiO2, 18.2 Al2O3, 15.6 К2О, 0.7 Na2O, 0.35 FeO) и анальцима (мас. %:

53.1 SiO2, 24.9 Al2O3, 0.96 К2О, 10.6 Na2O, 2.7 CaO).

Тонкие лейсты полевого шпата из стекловатого базиса породы по химическому составу относятся к ортоклазу: 64.1 SiO2, 18.98 Al2O3, 0.1 FeO, 0.2 CaO, 14.3 К2О, 1.7 Na2O.

В составе апатита (табл. 5, ан. 1-3) присутствует небольшая примесь Химический состав вкрапленников оливина из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива в мас. % и в формульных единицах, рассчитанный на 4 атома кислорода Сумма 100.22 100.30 100.34 100.50 100.56 99.01 98.94 99.15 100.16 100.90 99.61 98.95 99.43 99.37 99.18 99. Примечание. Анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro. Аналитик Л.Н. Поспелова.

Рис. 8. Составы клинопироксенов (приведенные в формульных единицах) из щелочно-базитовых дайковых пород Ыллымахского массива на треугольной диаграмме Wo-En-Fs (Morimoto, 1989).

Химический состав клинопироксена из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива в мас. % и в формульных единицах, рассчитанный на 6 атомов кислорода Примечание. Зональные вкрапленники клинопироксена: 1, 4 – бесцветные и светло-зеленые; 2, – желтовато-зеленые; 3, 6 – густо-зеленые. Однородно-окрашенные вкрапленники клинопироксена: 7 – густо-зеленые; 8 – желтовато-зеленые. Пр. зона – промежуточная зона между ядром и каймой вкрапленника. Клинопироксен из основной массы – 9.

Анализы 1-8 выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro. Аналитик Л.Н. Поспелова. Анализ 9 выполнен на сканирующем электронном микроскопе LEO143OVP.

Аналитик М.В. Хлестов. Н.п.о. – ниже пределов обнаружения.

Химический состав апатита и титаномагнетита из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива в мас. % Примечание. Апатит: 1-3 – хадакристаллиты в оливине и клинопироксене, 4-6 – ксеногенная фаза из расплавных включений.

Титаномагнетит: 7-12 – зерна, 13, 14 – ксеногенная фаза из расплавных включений. Анализы 1-6, 10-14 выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro. Аналитик Л.Н. Поспелова. Анализы 7-9 выполнены на сканирующем электронном микроскопе LEO143OVP. Аналитик М.В. Хлестов. Прочерк – элемент не определялся. Н.п.о. – ниже пределов обнаружения.

FeO (0.6-0.8 мас. %), он несколько обогащен SrO (до 1.4 мас. %), Cl (~ 0. мас. %) и SO3 ( 0.07-0.2 мас. %).

В составе зерен Ti-магнетита (табл. 5, ан. 7-12) содержится 7.9-9.2 мас.

% TiO2, а также отмечается (мас. %) 1.5-2.8 MgO, 1-1.2 Cr2O3 и 0.4-0.6 V2O3.

Стекло из основной массы породы имеет сиенитовый состав (табл. 2, ан. 3) и включает около ~ 12 мас. % щелочей (с преобладанием калия над натрием), а также несколько обогащено ВаO (0.25 мас. %) и SrO (0.1 мас. %).

щелочно-базитовых дайковых пород Расплавные включения в большом количестве были обнаружены и изучены во вкрапленниках оливина и диопсида.

3.4.1. Описание расплавных включений в оливине и клинопироксене В оливине при изучении включений особенно остро стоял вопрос их генетической классификации. У большинства включений явные признаки их первичности или вторичности отсутствовали. Вместе с тем, учитывая, что включения часто отмечаются по трещинам и приурочены ко второму или третьему пинакоиду (т.е. приурочены к спайности оливина, которая нередко проявляется в эффузивах), а также изредка располагаются бессистемно (рис.

9 а, б), преобладающее число расплавных включений в оливине мы отнесли к вторичным. При этом бесспорных признаков присутствия первичных включений в оливине не было обнаружено. Включения имеют округлую и вытянутую форму, иногда расшнурованы. Размер включений варьирует от тонкораскристаллизованный. В последнем помимо стекла присутствуют бесцветные мельчайшие игольчатые дочерние фазы, между которыми располагается темная газовая фаза. Кроме того, во включениях встречаются Рис. 9. Расплавные силикатные включения в зернах оливина из щелочно-базитовых даек: а, б - расположение включений в оливине; в, г - стекловатые включения с ксеногенными кристаллами апатита (Ap) и Ti-магнетита (Ti-Mgt). Стекло - gl.

достаточно крупные кристаллы апатита и магнетита, которые нередко выходят за пределы включения (рис. 9 в, г), что говорит об их ксеногенной природе. Состав ксеногенных кристаллов апатита аналогичен составу хадакристаллов апатита во вкрапленниках оливина (табл. 5, ан. 4-6), а в составе ксеногенных кристаллов Ti-магнетита (табл. 5, ан. 13-14) содержится меньше FeO (71.3-72.5 мас. % против 76.8-81.4 мас. %) и при этом заметно больше MgO (3-3.9 мас. % против 1.5-2.8 мас. %) по сравнению с зернами Tiмагнетита.

На микрозонде были проанализированы стекла в непрогретых включениях. Для анализа выбирались участки стекла, которые не содержали видимых под микроскопом иголочек дочерних фаз. Выяснилось, что в центральных и краевых частях оливина химический состав стекла включений существенно не отличается. Вместе с тем, незначительные вариации состава стекла включений все же отмечаются в любой части вкрапленников оливина (табл. 6, ан. 1-6). Заметнее всего они проявляются в колебаниях количеств SiO2 – от 57 до 62 мас. %. При этом прослеживается четкая закономерность:

при увеличении в составе включений кремния в нем заметно уменьшаются количества MgO, FeO и CaO, и возрастают содержания Al2O3, Na2O.

Количество K2O всегда превышает количество Na2O. В целом, состав стекол включений соответствует химическому составу щелочных трахитов и фонолитов (Е.Д. Андреева и др., 1983).

Во вкрапленниках диопсида было обнаружено большое количество первичных расплавных включений, располагающихся по зонам роста минерала. Наибольшее количество первичных включений находится в ядрах и краях вкрапленников (рис. 10 а, б). Очень редко отмечаются включения, которые располагаются азонально. Иногда включения приурочены к трещинкам в диопсиде и отнесены к вторичным. Первичные включения имеют округлые, изометричные или призматические формы. Вторичные Средний химический состав стекла непрогретых включений в минералах из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива в мас. % Примечание. Включения: в оливине - вторичные, в клинопироксене - первичные. Место расположения включений в клинопироксене: 7 ядро, 8 - промежуточная зона, 9 - кайма. Средние значения составов стекол даны в зависимости от количества анализов, приведенных в скобках. Анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro. Аналитик Л.Н. Поспелова. Н.п.о. – ниже пределов обнаружения.

Рис. 10. Расплавные включения в зернах диопсида из щелочно-базитовых даек: а, б - расположение включений в клинопироксене; в, г - стекловатые включения с газовым пузырьком и ксеногенными кристаллами апатита (Ap) и Ti-магнетита (Ti-Mgt). Стекло gl. Газовый пузырь - г.п.

включения имеют неправильную форму, часто расшнурованы. Окраска первичных и вторичных включений бурая и бесцветная. Размер их колеблется от 1-10 мкм до 80-200 мкм. По фазовому составу первичные и вторичные включения в диопсиде четко не различаются. Во включениях отмечается тонкораскристаллизованное стекло, газовый пузырь, а также присутствуют ксеногенные кристаллы Ti-магнетита и апатита (рис. 10 в, г).

Изучение химического состава непрогретых стекол расплавных включений в диопсиде выявило незначительные вариации в содержаниях компонентов (мас. %): 56-59 SiO2, 20-22 Al2O3, 0.5-0.6 СаО, 2-3.9 FeO (табл.

6, ан. 7-9). Все застеклованные расплавы существенно обогащены щелочами (Na2O+K2O – от 13 до 14 мас. %), ведущая роль среди которых принадлежит калию (Панина и др., 2011).

3.4.2. Термометрическое исследование включений и определение химического состава законсервированных в них расплавов Для прогрева из вкрапленников оливина были отобраны в основном изолированные и нерасшнурованные вторичные включения. Как известно (Базарова и др., 1975; Соболев и др., 1991; Соболев, Слуцкий, 1984), нагрев первичных включений в оливине обычно производится очень быстро, из-за их ультраосновного состава, равновесие в котором при высоких температурах устанавливается почти мгновенно. Однако при быстром нагреве размягчение стекла во включениях у нас не происходило вплоть до 1000 оС. Поэтому, учитывая, что включения, являются вторичными, и имеют, вероятно, более кислый состав, автором была подобрана следующая схема прогрева: до 500 С осуществлялся постепенный (в течение 1 часа) нагрев включений, затем следовала выдержка – 30 минут. В дальнейшем быстрый нагрев до 700 °С, и последующая выдержка – 2-2.5 часа. После этого следовал постепенный нагрев и при 750-850 С во включениях отмечалось размягчение стекла, начиналось подплавление игольчатых дочерних фаз и газовая фаза приобретала форму пузырька. Прогрев производился до 1240оС. К сожалению, даже в атмосфере аргона оливин при 900-1000 оС покрывался бурой пленкой, непрозрачность которой увеличивалась при повышении температуры. После прогрева приходилось снимать оксидную пленку с поверхности оливина, чтобы увидеть содержимое включения и произошедшие в нем изменения при прогреве. Выяснилось, что во включениях в процессе прогрева до 1220 оС еще частично сохранялся дочерний пироксен, а при 1240-1260 С расплав был уже полностью гомогенным. Это позволило предположить, что температура гомогенизации включений была в пределах 1240-1260 оС. Рудные фазы магнетита и апатита при нагреве до 1240-1260оС сохранялись, что подтверждает предположение об их ксеногенной природе по отношению к законсервированному расплаву включения.

Согласно микрозондовым анализам, состав закаленного стекла в прогретых включениях по сравнению со стеклом в непрогретых включениях мало изменился: незначительно уменьшилось количество SiO2, щелочей и более заметно – Al2O3, при этом существенно возросло содержание MgO, FeO, CaO (рис. 11). А именно в их химическом составе содержалось (мас. %):

56-61.8 SiO2, 16-21 Al2O3, 5.4-2.2 FeO, 1.8-0.9 MgO, 3.9-2 CaO, 3.8-5. Na2O, 6-7.6 K2O (табл. 7).

Такой состав прогретых включений близок к химическому составу серии псевдолейцитовых фонолитов-пуласкитов, развитых на Ыллымахском массиве (табл. 2, ан. 7, 9). Кроме того, в стеклах прогретых включений присутствуют (мас. %): до 0.69 BaO, до 0.15 SrO, 0.08-0.23 Cl и 0.02-0. SO3 (табл. 7).

Следует отметить, что после прогрева и при выведении включений на поверхность по их краям наблюдалась концентрация мельчайших зерен MgO, мас.% - прогретые стекла вторичных включений в оливине - непрогретые стекла вторичных включений в оливине Рис. 11. Бинарные диаграммы соотношений окислов в законсервированных расплавах в оливинах из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива в зависимости от SiO2.

Химический состав прогретых вторичных включений в оливине из щелочнобазитовых пород Ыллымахского массива, мас. % Примечание. Анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro.

Аналитик Л.Н. Поспелова. Н.п.о. – ниже пределов обнаружения.

магнетита (рис. 12). Это явление объясняется диссоциацией воды во включениях и быстрой диффузией водорода из включений при высокой температуре (Sobolev, Danyushevsky, 1994). Диффузия происходит потому, что эксперименты проводятся в инертной атмосфере микротермокамеры при низкой фугитивности водорода. Относительно высокое давление внутри фугитивности водорода внутри включения по сравнению с инертной средой вокруг зерна оливина даже тогда когда включение имеет низкое содержание воды. Такой процесс часто сопровождается осаждением магнетита внутри включения: 2H2Omelt + 6FeOmelt = 2H2 + 2Fe3O4 (Danyushevsky et al., 2002).

Максимальное количество воды, которое может диссоциировать определяется по формуле: H2O (мас. %) = 0.125·FeO (мас. %). В нашем случае максимальное количество воды, которое могло диссоциировать, равно 0.67-0.27 мас. %.

В диопсиде для прогрева были отобраны изолированные расплавные включения. В процессе нагревания около 500-600 оС включения начинают светлеть, при 790 оС контуры апатита во включениях становятся более четкими, а при 870-900 С во включениях газовый пузырь начинает уменьшаться, затем при 1200-1240 °С он в первичных включениях исчезает.

Вместе с тем, во включениях остаются рудная фаза и апатит, что подтверждает их ксеногенную природу, т.е. они являются минераламиспутниками. Близкие температуры (1180-1160 °С) были получены на Ыллымахском массиве при гомогенизации раскристаллизованных включений в авгитах псевдолейцититов (Чепуров, 1974). Как показал микрозондовый анализ, первичные прогретые включения в диопсидах из центральных бесцветных зон вкрапленников по отношению к включениям из краевых густо-зеленых зон, имеют более магнезиальный, более кальциевый состав, менее обогащены кремнеземом, глиноземом и щелочами при существенном Рис. 12. Расплавные включения в оливине после прогрева до 1240 оС в отраженном свете.

- прогретые стекла первичных включений в Cpx (ядро) - прогретые стекла первичных включений в Cpx (кайма) - непрогретые стекла первичных включений в Cpx Рис. 13. Бинарные диаграммы соотношений окислов в законсервированных расплавах в клинопироксенах из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива в зависимости от SiO2.

Химический состав прогретых первичных включений в клинопироксене из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива, мас. % № SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O BaO SrO P2O 1 53.83 1.09 16.96 6.86 0.13 3.64 5.49 3.69 6.16 н.п.о. 0.06 0.77 0.14 0.23 99. 2 54.34 0.93 17.95 5.68 0.13 2.91 5.03 3.75 6.61 0.18 н.п.о. 0.83 0.15 0.14 98. 3 54.64 0.87 17.05 6.53 0.12 3.42 4.91 3.83 6.05 н.п.о. 0.03 0.72 0.14 0.04 98. 4 55.34 0.98 17.54 6.76 0.15 3.2 4.54 3.91 6.17 0.21 0.05 0.73 0.14 0.08 99. 5 55.12 0.88 17.14 6.36 0.13 3.31 4.99 3.79 6.4 н.п.о. н.п.о. 0.81 0.14 0.10 99. 6 55.78 0.71 17.2 4.76 0.08 3.91 7.37 3.03 5.63 0.11 н.п.о. 0.49 0.11 0.06 99. 7 55.03 0.87 17.13 6.3 0.12 3.28 4.86 3.74 6.48 н.п.о. 0.05 0.82 0.14 н.п.о. 98. 8 55.35 0.85 18.05 5.04 0.10 2.66 4.65 3.59 6.57 0.12 н.п.о. 0.56 0.17 н.п.о. 97. 9 56.61 0.46 20.11 3.3 0.06 0.74 1.36 4.74 10.66 0.37 0.06 0.55 0.27 0.06 99. 10 56.92 0.62 20.21 2.76 0.04 0.47 1.14 4.74 10.78 0.44 0.04 0.57 0.27 0.08 99. 11 57.41 0.36 21.62 2.25 0.05 0.54 1.51 5.62 8.70 н.п.о. 0.08 0.85 0.15 н.п.о. 99. 12 57.81 0.29 21.64 1.94 0.04 0.37 1.54 5.25 8.89 0.16 0.06 0.85 0.14 0.03 99. 13 57.16 0.79 20.92 2.78 0.07 0.31 1.51 5.13 8.88 0.07 0.06 0.83 0.17 0.04 98. 14 57.64 0.56 21.01 2.36 0.07 0.33 1.49 5.23 8.88 н.п.о. 0.04 0.79 0.16 0.07 98. 15 57.41 0.66 19.96 3.11 0.11 1.24 2.55 5.10 8.29 0.28 0.14 0.61 0.15 0.08 99. 16 57.84 0.63 21.11 1.87 0.06 0.61 1.78 5.63 7.84 0.39 0.09 0.63 0.13 0.08 98. 17 57.61 0.48 20.86 2.00 0.06 0.75 2.03 5.32 7.74 0.31 0.07 0.82 0.1 0.03 98. 18 58.16 0.3 21.32 1.71 0.02 0.44 1.33 5.36 9.25 0.2 0.05 0.62 0.12 0.11 98. 19 58.97 0.24 20.93 1.52 0.04 0.57 1.62 5.91 7.51 0.28 0.07 0.60 0.11 0.07 98. 20 58.26 0.52 20.76 1.67 0.01 0.36 1.25 5.27 9.44 0.24 0.06 0.48 0.13 0.07 98. 21 58.66 0.54 20.93 1.69 н.п.о. 0.3 1.22 5.27 9.49 0.32 0.07 0.45 0.14 0.06 99. 23 58.22 0.51 21.3 1.93 н.п.о. 0.76 1.82 5.18 8.81 0.06 н.п.о. 0.60 0.13 0.05 99. 24 58.72 0.67 21.4 1.24 0.03 0.45 1.53 5.00 9.12 0.38 0.08 0.75 0.13 0.04 99. 25 58.28 0.46 21.51 1.34 0.01 0.51 1.44 5.39 8.94 н.п.о. н.п.о. 0.49 0.11 0.01 98. Примечание. Анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе CamebaxMicro. Аналитик Л.Н. Поспелова. Н.п.о. – ниже пределов обнаружения.

преобладании К2O над Na2O (рис. 13), и по составу соответствуют тефритамфонолитам (Е.Д. Андреева и др., 1983) (табл. 8, ан. 1-8). Состав же включений из краевых зон отвечает составу псевдолейцитовых фонолитов (табл. 8, ан. 9-25). В целом состав прогретых расплавных включений в диопсиде по сравнению с непрогретыми более заметно обогащен MgO, CaO при очень незначительном уменьшении количества SiO2, FeO. Кроме того, в стеклах включений присутствуют (мас. %): до 0.44 BaO, до 0.14 SrO, 0.1Cl и 0-0.23 SO3.

Таким образом, химический состав первичных включений в диопсиде является достаточно близким к составу вторичных включений в оливине.

3.5. Геохимия щелочно-базитовых пород, клинопироксенов и гомогенизированных расплавных включений Щелочно-базитовые породы значительно обогащены редкими элементами (табл. 9, ан. 1). Так, содержание LILE (Rb, Ba) превышает мантийный уровень на 2.5 порядка, LREE - на 1-1.5 порядка, HFSE (Ta, Nb, Zr, Hf) - примерно на 1 порядок, а Ti и HREE – менее, чем на 1 порядок. На мультиэлементных спектрах с нормированием элементов по примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989) кривая щелочно-базитовых пород имеет отрицательный наклон: породы более обогащены LILE, LREE и менее HREE (рис. 14). На кривой отмечаются отрицательные аномалии Th, Nb и Ti, а также положительная аномалия Sr.

Стекла прогретых включений, первичных - в диопсиде и вторичных в оливине, имеют примерно одинаковые содержания редких элементов и значительно обогащены ими относительно примитивной мантии (табл. 9, ан.

2-4). В целом, они, как и порода, больше обогащены LILE, LREE и меньше HREE.

На мультиэлементных спектрах с нормированием элементов по примитивной мантии (Sun, McDonough, 1989) кривые для стекол включений в диопсиде и оливине имеют отрицательный наклон и одинаковую конфигурацию (рис. 14). На кривых отмечаются положительные Sr аномалии и отрицательные – для Rb, Th, Nb и Ti. При сравнительной близости уровней концентраций редких элементов в проанализированных стеклах включений, они несколько отличаются по содержанию HREE. Наиболее низкие содержания HREE отмечаются для стекол включений, расположенных в промежуточных зонах вкрапленников диопсида, несколько выше – в стеклах включений, приуроченных к краевым зонам вкрапленников диопсида, а самые высокие – в стеклах вторичных включений в оливине.

Надо отметить, что содержания редких элементов в стеклах включений и в щелочно-базитовых породах являются близкими. На мультиэлементных спектрах (рис. 14) видно, что кривые стекол включений и щелочнобазитовых пород имеют одинаковую конфигурацию. По сравнению со стеклами включений, в породах содержится незначительно больше Ce, Nd, Hf, Sm, Eu, Ti, HREE.

В стекле включений в оливине количество воды достигает 1.1 мас. %. В стеклах включений в клинопироксенах содержание воды, к сожалению, определить не удалось. Содержание же фтора оказалось сравнительно близким для включений в оливине и диопсиде (от 0.12 до 0.27 мас. %).

Диопсиды существенно обогащены редкими элементами (табл. 9, ан. 5, 6). Следует отметить, что в каймах (Di3) зональных вкрапленников (табл. 9, ан. 6) концентрация редких элементов несколько выше, чем в их промежуточных зонах (Di2, табл. 9, ан. 5). Редкоземельные спектры диопсидов, нормированные к хондриту (Anders, Grevesse, 1989), имеют одинаковую конфигурацию, отмечается некоторое преобладание LREE и MREE по сравнению с HREE (рис. 15).

Микроэлементный состав щелочно-базитовых пород, вкрапленников диопсидов и прогретых расплавных включений в минералах (Ыллымахский массив), ppm Элементы и Примечание. Di2,3 – зональные зерна диопсида: Di2 – промежуточная зона, Di3 – краевая зона. Ol – оливин.

Все анализы, кроме № 1, выполнены методом вторично-ионной масс-спектрометрии на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (филиал Физико-технологического института РАН, г. Ярославль).

** в породе также присутствует (ppm) 110 Ni, 41 Co, 26.2 Sc, 5.54 Cs, 6.2 Pr, 0.6 Tb, 0.24 Tm, 0. Ho, 0.2 Lu. Анализ № 1 выполнен методом ICP-MS. Аналитик И.В. Николаева. Прочерк - элемент не определялся.

Рис. 14. Нормированные на примитивную мантию (по Sun, McDonough, 1989) мультиэлементные спектры щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива и гомогенизированных включений. 1-3 - включения: 1 – из промежуточной зоны зерна диопсида, 2 – из краевой зоны зерна диопсида, 3 – из оливина. 4 - щелочно-базитовая порода.

Рис. 15. Нормированные на хондрит (по Anders, Grevesse, 1989) редкоземельные спектры клинопироксенов из щелочно-базитовых пород Ыллымахского массива. 1 – диопсид (промежуточная зона зерна), 2 – диопсид (краевая зона зерна).

3.6. Обсуждение результатов По результатам выполненного комплексного исследования щелочнобазитовых пород из даек Ыллымахского массива установлены их следующие особенности:

1. Вкрапленники оливина в щелочно-базитовых породах обычно имеют неправильную форму, сильно корродированы, разбиты множеством трещин, залеченных расплавом. Это может свидетельствовать о неравновесных условиях, в которых зерна оливина находились продолжительное время.

Химический состав оливина отвечает Fo72-76 и соответствует составу оливина (Fо74) из ультрамафитовых глубинных ксенолитов, обнаруженных в малиньитах и габброидных породах Ыллымахского массива (Ельянов, Моралев, 1974). Вместе с тем, оливин в самих малиньитах более железистый - Fo48 (Костюк и др., 1990). Присутствие ксенолитов в интрузивных породах Ыллымахского массива связывают с предполагаемым нахождением на глубине ультрамафитов – оливинитов, верлитов, пироксенитов (Ельянов, Моралев, 1974). Исходя из высокомагнезиального состава зерен оливина в исследуемых щелочно-базитовых дайковых породах и неравновесных условий, в которых они находились и приобрели корродированный облик, можно предполагать, что в данном случае оливин является ксеногенным минералом и относится к продуктам дезинтеграции глубинных ультрамафитов и их ксенолитов, выносимых с более глубоких этажей литосферы щелочно-базитовым расплавом при его продвижении к поверхности. Необходимо отметить, что Ю.А. Билибин (1947) в малиньитах Ыллымахского массива также отмечал ксенокристы оливина.

2. В ксенокристах оливина присутствуют многочисленные включения, которые, согласно проведенным исследованиям, относятся к вторичным.

Температуры гомогенизации этих включений (1240-1260 оС) соответствуют температурам гомогенизации первичных включений во вкрапленниках клинопироксена. Кроме того, петрогенный и редкоэлементный состав прогретых включений в оливинах также близок к составу включений в клинопироксенах и при этом существенно отличается от состава породы. В том случае, если бы данные включения в оливине являлись первичными, то их состав должен был быть, наоборот, близок к составу породы в целом, т.е.

отражать состав среды, из которой кристаллизовался оливин – самый ранний минерал исходного расплава. Состав же включений в оливине соответствует химическому составу псевдолейцитовых фонолитов-щелочных пуласкитов Ыллымахского массива (табл. 7, 2). Эти расплавы, по-видимому, были неравновесны с зернами оливина и вызывали их частичное растворение, обуславливая их корродированный облик. О вторичной природе расплавных включений в оливине говорит также их нормативный состав, в котором оливин не рассчитывается и который представлен (мас. %) 10.7 Cpx, 10.3 An, 8.2 Ab, 57.1 Or, 4.6 Lct, 4.8 Ne, 4.3 Mgt.

Следует отметить, что похожие по фазовому составу, температурам гомогенизации (1250-1180 оС – в оливине, 1200-1190 оС – в клинопироксене) и химическим составам расплавные включения были найдены А.И.

Чепуровым с соавторами (1974) в дайках оливинового псевдолейцитита в гранито-гнейсах архея Центрального Алдана.

3. Состав законсервированных в клинопироксене первичных расплавных включений (табл. 6, 8) также значительно отличается от щелочно-базитового состава содержащих их дайковых пород. В составе прогретых стекол включений по сравнению с составом пород на 4-7 мас. % больше SiO2, на 4- мас. % больше Al2O3, на 4-8 мас. % меньше СаО, на 4-7мас. % меньше MgO, на 2-7 мас. % меньше FeO, на 2-6 мас. % больше суммы щелочей. Состав прогретых первичных расплавных включений из ядерных зон клинопироксена оказывается близким к составу развитых в пределах массива малиньитов и меланократовых сиенитов (табл. 2, ан. 5). Состав же прогретых расплавных первичных включений из краевых зон клинопироксена и состав непрогретых включений обнаруживают определенное сходство с составом псевдолейцитовых фонолитов (табл. 2, ан. 7).

Показательно, что составы прогретых и непрогретых расплавных Ыллымахского массива, при нанесении их на бинарные диаграммы кремнезема (рис. 16) образуют отчетливый единый тренд эволюции, соединяющий расплавы, законсервированные в первичных включениях из вкрапленников клинопироксена и во вторичных включениях в оливине. На этот же тренд попадают составы малиньитов, псевдолейцитовых фонолитов, пуласкитов (Костюк и др., 1990) и рассматриваемых дайковых пород (с вычетом и без вычета ксенокристов оливина) из Ыллымахского массива.

Ещё более отчетливо прослеживается эволюция законсервированных в минералах расплавов на треугольной диаграмме Al2O3 – (CaO+MgO+FeO) – (Na2O+K2O) (рис. 17). Видно, как в ходе кристаллизации в расплавах уменьшаются содержания кальция, железа, магния и увеличиваются количества алюминия, кремнезема, щелочей, т.е. отчетливо вырисовывается тренд, характерный для эволюционирующих щелочно-базальтоидных присутствующие на массиве малиньиты, псевдолейцитовые фонолиты и пуласкиты. Такой тренд может свидетельствовать о формировании всей серии рассматриваемых пород, развитых на Ыллымахском массиве, из материнской магмы схожей по составу и эволюции с той, из которой кристаллизовались более поздние щелочно-базитовые дайковые породы.

происходило на одной из стадий эволюции щелочно-базальтоидной магмы, а MgO, мас.% MgO CaO Рис. 16. Бинарные диаграммы соотношений окислов в породах Ыллымахского массива и силикатных стеклах включений из минералов щелочно-базитовых даек в зависимости от SiO2.

1-5 – породы Ыллымахского массива: 1 – исследуемые щелочно-базитовые дайковые породы, 2 – те же породы за вычетом ксенокристов оливина, 3 – малиньиты*, 4 – псевдолейцитовый фонолиты*; 5 – пуласкиты*; 6-10 – расплавные включения в минералах щелочно-базитовых даек Ыллымахского массива: 6 – непрогретые стекла вторичных включений в оливине, 7 – прогретые стекла вторичных включений в оливине, 8 – непрогретые стекла включений в клинопироксене, 9 – прогретые стекла первичных включений в клинопироксене (ядро), 10 – прогретые стекла первичных включения в клинопироксене (кайма).

* - по данным Г.К. Шнай и М.П. Орловой (1977).

Рис. 17. Диаграмма составов пород и стекол включений в минералах щелочнобазитовых даек в системе Al2O3 - (Na2O+K2O) - (FeO+MgO+CaO). Обозначения приведены на рис. 16.

При внедрении последних и прорывании ими на глубине ультрамафитов, расплавы могли захватывать ксенокристы оливина увеличивая основность формирующихся дайковых пород.

4. Геохимические исследования показали, что щелочно-базитовые дайковые породы Ыллымахского массива и гомогенизированные расплавные включения практически одинаково обогащены редкими элементами относительно примитивной мантии (рис. 14). Высокие концентрации LILE (K, Rb, Ba) и LREE в щелочно-базитовых породах и гомогенизированных включениях, вероятно, указывают на обогащенный мантийный источник, а наличие отрицательных аномалии HFSE и Ti является одним из характерных признаков магматических пород, формировавшихся при участии корового материала (Кононова и др., 1995).

Некоторая деплетированность HREE относительно LREE в щелочнобазитовых породах, стеклах включений и клинопироксенах (рис. 14, 15), а также высокие отношения La/Ybn = 11.5-17.7 (табл. 9, ан. 1-4) в породах и стеклах включений могут свидетельствовать о возможном присутствии в мантийном очаге граната. При частичном плавлении такого источника в примитивном расплаве обычно увеличивается количество LREE, а HREE сохраняются в гранате (Балашов, 1976).

Таким образом, можно сформулировать первое защищаемое положение:

Кристаллизация вкрапленников клинопироксена в щелочнобазитовых дайковых породах Ыллымахского массива происходила при 1200-1240°С обогащенного Cl, S, F, Ba, который затем эволюционировал к фонолитовому. Вкрапленники оливина в щелочно-базитовых дайковых породах являются ксеногенными и были захвачены при внедрении тефрито-фонолитового расплава из расположенных под массивом ультрабазитов.

Глава 4. РЯБИНОВЫЙ МАССИВ 4.1. Геологическое строение и возраст пород Рябиновый массив расположен вблизи г. Алдан (рис. 18). Форма его эллипсовидная, неправильная, длинная ось ориентирована c юго-запада на северо-восток. Общая площадь массива (с апофизами) составляет около км2. На массиве отмечается более 20 разновидностей интрузивных, вулканических, и жильных пород, общей особенностью которых является специализации. Рябиновый массив представляет собой сложную вулканоплутоническую структуру с кальдерой проседания, выполненной щелочными и эпилейцитовыми фонолитами, трахитами и их лавобрекчиями (Максимов, Угрюмов, 1971; Кочетков и др. 1981; Ким 1981; Костюк и др. 1990).

Интрузивные породы слагают ряд неполнокольцевых тел. Большая часть площади массива (около 80%) сложена эгириновыми, нефелиновыми, псевдолейцитовыми и щелочными сиенитами, псевдолейцитолитами и их автометасоматически измененными разновидностями (альбитизированными, цеолитизированными, шпреуштейнизированными, серицитизированными).

На северо-востоке массива располагается щелочно-пикритоидный некк, который прорывает микроклин-мусковитовые золотоносные метасоматиты (участок Мусковитовый, рис. 18).

На основе геологических наблюдений и радиологических определений на Рябиновом массиве выделены разновозрастные группы щелочных и субщелочных пород, соответствующие четырем этапам формирования интрузии: T3-J1, J1-J2, J3-K1, K1-K2 (табл. 10) (Кочетков и др., 1989). Выявлено, что этапы вулканизма чередовались с плутоническими процессами.

Необходимо отметить, что Н.В. Еремеев с соавторами (1992) предполагают более узкий возрастной интервал формирования массива – до 10 млн. лет.

Рис. 18. Местонахождение и схема геологического строения Рябинового щелочного массива (Кочетков и др., 1989).

1 – эгириновые сиениты, пуласкиты; 2 – малиньиты и меланократовые нефелиновые сиениты; 3 – щелочные граниты; 4 – щелочные трахиты; 5 – лавобрекчии щелочных трахитов; 6 – калиевые пикриты, шонкиниты, эгириниты; 7 – сиенит-порфиры; 8 – минетты; 9 – грорудиты и сельвсбергиты; 10 – щелочные аплиты; 11 – мусковитизированные сиениты и мусковит-микроклиновые породы; 12 – скарны и скарноиды; 13 – аллювий. Вмещающие породы: 14 – архейские граниты и гранитогнейсы; 15 – венд-кембрийские доломиты; 16 – юрские песчаники. 17 – контакты интрузивных (а) и мусковитизированных (б) пород; 18 – разрывные нарушения.

Золоторудные участки: I – Мусковитовый, II – Новый.

Этапы формирования и вещественный состав изверженных пород Рябинового массива (Кочетков и др., 1989) Этап Вещественный состав изверженных пород (форма тел) Щелочные трахиты, щелочноземельные фельзиты (ксенолиты в Эпилейцитовые порфиры, щелочные трахиты и их лавобрекчии (лакколиты, покровы). Малиньиты, меланократовые нефелиновые сиениты (штоки, неправильные тела). Тингуаиты (дайки).

Эгириновые сиениты и пуласкиты (лакколиты, штоки).

Нефелиновые сиениты (штоки и неправильные тела).

Ортоклазовые пегматиты, эгирин-ортоклазовые пегматиты, щелочные сиенит-порфиры (линзовидные тела, дайки, жилы).

Щелочные: сиенит-порфиры, бостониты, биотит-эгириновые сиенит-порфиры (дайки). Субщелочные: ортофиры и монцонитпорфиры (дайки).

Щелочные трахиты и их туфолавы, агломератовые лавы и Калиевые пикриты, шонкинит-пикриты, шонкиниты, эгириниты, калиевые базальтовые туфо- и лавобрекчии, минетты (некки, Сельвсбергит-порфиры, грорудиты, нордмаркиты и щелочные Массив насыщен проявлениями золоторудной и сульфидной минерализации с медью, молибденом, серебром, свинцом, цинком, висмутом и другими рудными элементами, которые образуют несколько рудных участков.

Прожилково-вкрапленная золотосодержащая минерализация в калиевых метасоматитах включает промышленно интересные золоторудные участки (Мусковитовый и Новый) и участки со слабой золотоносностью на поверхности (Желанный, Рябчик) (Кочетков, 1993; Коваленкер и др., 1996).

Многие исследователи (Билибин, 1958; Кочетков, 2006 б) связывают рудные проявления данного района с мезозойским магматизмом Алданского щита.

На массиве исследуемые автором дайки биотитовых шонкинитов и минетт относятся к IV этапу формирования (табл. 10). Они пространственно приурочены к изометричному телу (некку) щелочно-пикритоидных брекчий.

В некке диаметром 100 м установлены также калиевые пикриты, шонкинитпорфиры и микрошонкиниты, а также лимбургиты и карбонатитовые жилы в очень сложных взаимоотношениях друг с другом (Кочетков, 2006 а). Дайки щелочных пикритов, шонкинитов и минетт имеют мощность до 20 м и прослеживаются до 1.5 км. Между щелочными пикритами, шонкинитами и минеттами в пределах единого некка наблюдаются как секущие, так и постепенные контакты. Все эти породы в разной степени насыщены обломками вмещающих метасоматитов и пегматитовых ортоклазитов.

Цемент щелочно-пикритовых брекчий некка изменчив по составу и структуре – трахибазальтовый, пикритовый, мончикитовый. Иногда он карбонатизирован до образования карбонатитоподобных пород. На глубине 140-150 м в керне скважин были установлены маломощные (до 5 см) калишпат-карбонатные жилы с повышенными содержаниями Y, Yb, P, Nb, La, Ce (Кочетков и др., 1989).

Возраст шонкинитов Рябинового массива, определенный Rb-Sr методом по породе, пироксену и биотиту – 138±0.3 млн. лет (Кононова и др., 1995). Возраст минетт Рябинового массива, определенный Ar-Ar методом по флогопиту – 126±1.4 и 128±1.3 млн. лет (Borisenko et al., 2011).

4.2.

шонкинитов и минетт гипидиоморфнозернистую структуру. Породы в основном представлены идиоморфными зернами клинопироксена, между которыми расположены лейсты биотита и неправильной формы зерна калиевого полевого шпата (рис.

19 а). Биотитовые шонкиниты содержат до 56-51 об. % клинопироксена, 25об. % железо-магнезиальной слюды, 10-12 об. % калиевого полевого шпата, 4-3 об. % апатита, 2 об. % магнетита, около 3-2 об. % сфена + рутила.

Зерна клинопироксена представлены однородными и зональными вытянутыми призмами, реже они имеют сечения неправильной формы размером от 0.2 мм до 3 мм. Однородные зерна имеют желтовато-зеленую и зеленую окраску. Цвет зональных зерен варьирует от насыщенно зеленого по краям до светло-зеленого в центре. Зерна обычно разбиты трещинами, а также содержат хадакристаллы (кристаллиты) железо-магнезиальной слюды, апатита, полевого шпата, магнетита, рутила, сфена, альбита.

Железо-магнезиальная слюда, представленная преимущественно биотитом, отмечается в виде лейст прямоугольной, реже неправильной формы, размером от 0.05 мм до 2.5 мм. Цвет варьирует от светлокоричневого до бурого. Лейсты биотита иногда включают в себя мелкие неправильной формы зерна клинопироксена, а также округлой и неправильной формы зерна апатита и мелкие зерна магнетита, рутила, сфена.

Калиевый полевой шпат в шлифе представлен бесцветными зернами неправильной формы размером от 0.1 мм до 1 мм. Некоторые зерна калиевых полевых шпатов замещаются буроватым агрегатом.

Рис. 19. Породы Рябинового массива: a) биотитовый шонкинит; б) минетта. Bt – биотит, Kfs – калиевый полевой шпат, Cpx – клинопироксен, Ap – апатит. Изображения в проходящем свете.

Рис. 20. Соотношения содержаний породообразующих окислов в биотитовых шонкинитах и минеттах Рябинового массива.

Апатит встречается в виде бесцветных зерен прямоугольной, гексагональной (в поперечном сечении) и неправильной форм. Размер зерен варьирует от 0.05 мм до 0.7 мм.

Магнетит представлен зернами неправильной формы, размером до 0. мм.

Рутил обнаружен, как в виде мелких отдельных зерен неправильной, реже призматической формы, так и в виде их скоплений. Иногда мелкие зерна рутила группируются вокруг других минералов. Некоторые зерна рутила непрозрачны, другие имеют красно-буроватый и буро-желтые цвета.

Сфен представлен мелкими бесцветными, реже желтоватыми зернами неправильной формы размером до 0.06 мм.

Внешне минетты похожи на биотитовые шонкиниты. Они имеют темный серо-зеленый цвет, гипидиоморфнозернистую структуру, но отличаются несколько большим количеством и размером неправильных зерен калиевого полевого шпата и меньшим количеством лейст биотита, расположенных между идиоморфными зернами клинопироксена (рис. 19 б).

Минетты содержат (об. %) до 40 калиевого полевого шпата, 35- клинопироксена, 15-16 биотита, а также около 3 апатита, 3 магнетита, рутила.

Клинопироксены по форме, окраске и содержанию хадакристаллов (кристаллитов) аналогичны клинопироксенам в биотитовых шонкинитах, но имеют более мелкие размеры - от 0.1 мм до 2.5 мм.

Биотит обнаружен в виде неправильных лейст, реже пластинок прямоугольной формы. Лейсты и пластинки имеют более мелкие размеры (0.05-0.7 мм), чем в шонкинитах. Цвет зерен варьирует от коричневого до темно-бурого. Зерна биотита как и в биотитовых шонкинитах иногда включают в себя мелкие хадакристаллы клинопироксена, округлой и неправильной формы зерна апатита, магнетита, рутила.

Калиевый полевой шпат бесцветный, часто замещен агрегатом буроватого оттенка, представлен зернами в виде таблиц, реже имеет неправильную форму. В отличии от биотитовых шонкинитов калиевый полевой шпат здесь образует более крупные зерна (до 3 мм) и содержит хадакристаллы апатита, биотита, клинопироксена, магнетита, рутила.

Зерна апатита, магнетита, рутила в минеттах по форме, окраске, размерам не отличаются от таковых в биотитовых шонкинитах.

Валовый химический состав (табл. 11) биотитовых шонкинитов отличается от такового минетт более высокими содержаниями MgO (10.6 и 11.1 против 6.12 мас. %), CaO (14.2 и 12.6 против 9.5 мас. %) и более низкими количествами SiO2 (43.4 и 44.4 против 49.4 мас. %), Al2O3 (5.5 против 11. мас. %) и щелочей (5.1 и 5.5 против 8.6 мас. %). Сходство и различия рассматриваемых пород показаны на вариационной диаграмме, отражающей в них соотношения породообразующих оксидов (рис. 20). Особо отметим, что одной из петрохимических особенностей шонкинитов и минетт Рябинового массива является постоянное присутствие CO2 (Кочетков и др., 1989). При пересчете валового состава на нормативный состав в рассматриваемых породах отмечается кальцит: в биотитовых шонкинитах от 1 до 2.7-3 мас. %, а в минеттах - до 1 мас. % (Рокосова, Панина, 2013).

Химический (мас. %) и модальный (об. %) состав исследуемых пород Рябинового массива.

Порода Биотитовый шонкинит Минетта магнетит, Ap – апатит, Rt – рутил, Sf – сфен.

Определение химического состава петрогенных компонентов выполнено с помощью рентгенофлюоресцентного анализа. Аналитик Л.Д. Холодова.

4.3. Химический состав минералов биотитовых шонкинитов и минетт химическому составу являются достаточно близкими. Согласно международной классификации Morimoto (1989), они представлены эгиринавгитом и диопсидом (рис. 21). Железистость диопсида отвечает 0.22 - 0.42, а в эгирин-авгите поднимается до 0.39-0.48. Наиболее железистыми являются хадакристаллы эгирин-авгита в лейстах биотита. Их железистость составляет 0.54 – 0.6 (табл. 12, ан. 23, 24, 31). С возрастанием железистости в минерале увеличивается количество Na. В зональных зернах клинопироксена ядра представлены диопсидом (табл. 12, ан. 1а и 5а), а края наиболее железистым диопсидом или чаще эгирин-авгитом (табл. 12, ан. 1б и 2б). В породах среди однородных клинопироксенов наиболее распространен эгирин-авгит (Рокосова, Панина, 2013).

Состав железо-магнезиальной слюды в основном отвечает составу биотита (табл. 13). Лишь в одном случае в биотитовых шонкинитах отмечено зерно с магнезиальностью 0.68, которое согласно У.А. Диру с соавторами (1966) следует отнести к флогопиту (табл. 13, ан. 8). Зерна биотита из минетт имеют магнезиальность 0.54-0.64, а в шонкинитах - 0.55-0.66. Состав хадакристаллов слюды в клинопироксенах из шонкинитов соответствуют составу флогопита и биотита, а в минеттах - только составу биотита.

Хадакристаллы флогопита содержат Ti (0.01 – 0.06 ф.е.) и AlIV (0.83 – 1.16 ф.

е.) (табл. 13, ан. 14, 21-24), а в биотите их концентрации незначительно возрастают: Ti до 0.04 – 0.14 ф.е. и AlIV до 0.85 – 1.17 ф. е. Магнезиальность хадакристаллов биотита варьирует от 0.65 до 0.57, а у хадакристаллов флогопита - от 0.70 до 0.85.

Состав зерен полевых шпатов из исследуемых пород соответствует Рис. 21. Составы клинопироксенов (приведенные в формульных единицах) из биотитовых шонкинитов и минетт Рябинового массива на а) треугольной диаграмме Wo-En-Fs (Morimoto, 1989), б) на треугольной диаграмме Wo, En, Fs - Jd - Ae (Morimoto, 1989).

Химический состав клинопироксенов из биотитовых шонкинитов и минетт Рябинового массива в мас. % и в формульных единицах, рассчитанный на 6 атомов кислорода Примечание. Клинопироксены: 1-22, 25-30 - породообразующий минерал (a - центр, б - кайма зерна), 23, 24, 31 - хадакристаллы клинопироксена в биотите, 32, 33 - дочерние фазы из включений в клинопироксене; 1а, 2а, 2б, 3-7, 25-26, 33 - диопсид, 1б, 8-24, 27-32- эгирин-авгит.

Клинопироксены из в биотитовых шонкинитов (1-24, 32-33) и минетт (25-31). Анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro. Аналитик Л.Н. Поспелова.

Химические составы биотита и флогопита из биотитовых шонкинитов и минетт Рябинового массива в мас. % и в формульных единицах, рассчитанные на 8 катионов Примечание. Минерал: 1-7, 9-13, 15-20, 25-28 - биотит; 8, 14, 21-24, 29 - флогопит. Форма выделения: 1-13 - зерна; 14-26 – хадакристаллы в клинопироксене; 27-29 - дочерние фазы из включений в пироксене. Fe-Mg слюда из биотитовых шонкинитов (1-8, 14-25, 27-29) и минетт (9-13, 26). * В сумме также учитывается 2.1 мас. % F. Все анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro, кроме анализа 29, который выполнен на сканирующем электронном микроскопе LEO143OVP.

Состав калиевого полевого шпата и альбита из биотитовых шонкинитов и минетт Рябинового массива в мас. % и в формульных единицах, рассчитанный на 32 атома кислорода Сумма 100.22 99.41 100.16 98.65 98.65 100.91 100.39 100.13 101.49 99.29 96.39 100.50 99.03 101.44 100.75 100.94 100. Примечание. Минералы: 1-13 - ортоклаз, 14-17 – альбит. Форма выделения: 1-5 - зерна, 6-17 – хадакристаллы в клинопироксене. Полевые шпаты из биотитовых шонкинитов (1, 6-9, 17) и минетт (2-5, 10-16). Анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе CamebaxMicro (Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск). Аналитик Л.Н. Поспелова. Н.п.о. – ниже пределов обнаружения.

составу ортоклаза (табл. 14, ан. 1-5). Среди хадакристаллов полевых шпатов в клинопироксенах отмечается, как ортоклаз (табл. 14, ан. 6-13), так и альбит (табл. 14, ан. 14-17).

Состав апатита приведен в табл. 15. Исследования показали (табл. 15, ан. 1-6, 15), что в апатите ионы Ca+2 замещаются значительным количеством SrO (3.9 - 4.4 мас. %).

В магнетите исследуемых пород (табл. 16, ан. 1-4) низкие содержания железа, по-видимому, компенсируются присутствием большего количества Ti (Дир и др., 1966). Содержания TiO2 в магнетите минетт составляют 0.5-2. мас. %, но в шонкинитах опускаются до 0.7 мас. %. Кроме того, в магнетите иногда отмечается незначительное количество CaO, MgO и MnO.

В рутиле биотитовых шонкинитов и минетт содержание TiO варьирует от 98 до 100 мас. % (табл. 16, ан. 5-12). Низкие суммы некоторых исследуемых образцов, вероятно, можно связывать с возможным присутствием в рутиле Nb (Дир, 1966). Это предположение подтверждается результатами исследования А.Я. Кочеткова и др. (1998), которые в золотосодержащих рудах Рябинового массива отметили ниобийсодержащий рутил (до 6 % Nb2O5). Содержание FeO в исследуемых образцах рутила колеблется от 0.3 до 1 мас. %.

Cфен из биотитовых шонкинитов, кроме основных компонентов, содержит также до 0.48 мас. % SrO и 1.8-3.5 мас. % FeO (табл. 16, ан. 13-18).

В сфене ионы Sr+2, вероятно, частично замещают ионы Ca+2, а Fe+3 входит в позиции Ti (Дир и др., 1965).

Химический состав апатита из биотитовых шонкинитов и минетт Рябинового массива в мас. % Примечание. Форма выделения: 1-13 - зерна; 14-20 – хадакристаллы в клинопироксене. Апатит из биотитовых шонкинитов (1-8, 14-17) и минетт (9-13, 18-20). Анализы выполнены на рентгеноспектральном микроанализаторе Camebax-Micro. Аналитик Л.Н. Поспелова. Н.п.о. – ниже пределов обнаружения.